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UNIVERSIDADE DO VALE DO RIO DOS SINOS – UNISINOS CIÊNCIAS EXATAS E TECNOLÓGICAS PROGRAMA DE PÓS-GRADUAÇÃO EM GEOLOGIA FEIÇÕES DE INTERAÇÃO VULCANO-SEDIMENTARES: SEU USO COMO INDICADORES DE CONTEMPORANEIDADE NO MAGMATISMO RODEIO VELHO (MESO-ORDOVICIANO) E NO VULCANISMO SERRA GERAL (CRETÁCEO INFERIOR) KARLA PETRY Dissertação de Mestrado Orientadora: Dra. Delia del Pilar M. de Almeida Co-orientador: Dr. Henrique Zerfass São Leopoldo, janeiro de 2006.

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UNIVERSIDADE DO VALE DO RIO DOS SINOS – UNISINOS

CIÊNCIAS EXATAS E TECNOLÓGICAS

PROGRAMA DE PÓS-GRADUAÇÃO EM GEOLOGIA

FFEEIIÇÇÕÕEESS DDEE IINNTTEERRAAÇÇÃÃOO VVUULLCCAANNOO--SSEEDDIIMMEENNTTAARREESS:: SSEEUU UUSSOO CCOOMMOO IINNDDIICCAADDOORREESS DDEE CCOONNTTEEMMPPOORRAANNEEIIDDAADDEE NNOO

MMAAGGMMAATTIISSMMOO RROODDEEIIOO VVEELLHHOO ((MMEESSOO--OORRDDOOVVIICCIIAANNOO)) EE NNOO VVUULLCCAANNIISSMMOO SSEERRRRAA GGEERRAALL ((CCRREETTÁÁCCEEOO IINNFFEERRIIOORR))

KKAARRLLAA PPEETTRRYY

Dissertação de Mestrado

Orientadora: Dra. Delia del Pilar M. de Almeida

Co-orientador: Dr. Henrique Zerfass

São Leopoldo, janeiro de 2006.

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Aos meus amigos,

àqueles que fizeram diferença,

àqueles que ainda fazem e

àqueles que sempre farão!

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The Road goes ever on and on

down from the door where it began.

Now far ahead the Road has gone,

and I must follow, if I can,

pursuing it with eager feet,

until it joins some larger way

where many paths and errands meet.

And whither then? I cannot say.

Still round the corner there may wait

A new road or a secret gate,

And though I oft have passed them by,

A day will come at last when I

Shall take the hidden paths that run

West of the Moon, East of the Sun.

(J. R. R. Tolkien)

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AGRADECIMENTOS

Agradeço ao CNPq pela bolsa de mestrado, sem a qual não seria

possível a realização deste trabalho. Da mesma forma, agradeço à FAPERGS

pelo apoio financeiro através do projeto número 01/0881-5.

Agradeço a minha orientadora, Delia del Pilar M. de Almeida e

meu co-orientador, Henrique Zerfass, por me apoiarem e ampararem não só

durante o desenvolvimento deste trabalho, mas há muito mais tempo, desde a

graduação. Em especial a minha orientadora, por compartilhar muito mais que o

trabalho.

Agradeço aos colegas e amigos Francisco Bennetti, por conseguir

ilustrar minhas idéias no papel, Samuel Gedoz, pela paciência nas

fotomicrografias e Abel Schons e Camila Esmeris, pela companhia em campo.

Agradeço também a todos aqueles que, de uma forma ou de outra, estiveram do

meu lado durante os dois últimos anos.

Agradeço aos professores Dr. Fernando J. Althoff e Ubiratan F.

Faccini pelas preciosas sugestões na banca do Seminário II, e de modo especial

ao Professor Fernando por estar presente em tantos momentos e por fazer parte

da caminhada.

Agradeço aos integrantes da banca da dissertação, Dr. Farid

Chemale Jr. E Dr. Miguel Basei, pela prestatividade ao se fazerem disponíveis a

contribuir para este trabalho.

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ÍNDICE

LISTA DE FIGURAS 7

LISTA DE TABELAS 11

LISTA DE ANEXOS 11

RESUMO 12

ABSTRACT 12

1. INTRODUÇÃO 13

1.1. Localização 13

1.2. Objetivos 14

1.3. Justificativa 15

1.4. Metodologia 15

2. INTERAÇÕES VULCANO-SEDIMENTARES 18

2.1. Marcas de fluxo 19

2.2 Diques clásticos 21

2.3. Brechas vulcano-sedimentares 212.3.1. Peperitos 22

2.4. Xenólitos e apófises 24

3. MAGMATISMO RODEIO VELHO: CONTEXTO GEOLÓGICO REGIONAL 26

3.1. Alogrupo Santa Bárbara 26

3.2. Alogrupo Guaritas 28

3.3. Magmatismo Rodeio Velho 29

4. MAGMATISMO RODEIO VELHO: ARROIO CARAJÁ, PASSO DO MOINHO 32

4.1. Litologias e interações vulcano-sedimentares no Arroio Carajá 334.2. Estratigrafia do Arroio Carajá 404.3. Modelo conceitual para o Arroio Carajá 42

4.4. Passo do Moinho 44

5. VULCANISMO SERRA GERAL: CONTEXTO GEOLÓGICO REGIONAL 47

5.1. Formação Botucatu 49

5.2. Formação Serra Geral 50

6. VULCANISMO SERRA GERAL: TORRES, SÃO SEBASTIÃO DO CAÍ, FELIZ 53

6.1. Litologias e interações vulcano-sedimentares em Torres 53

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6.2. Estratigrafia de Torres 60

6.3. Modelo conceitual para Torres 61

6.4. São Sebastião do Caí 64

6.5. Feliz 67

7. DISCUSSÕES 71

7. 1. Modo de posicionamento do magma: intrusão versus derrame 73

7. 1. 1. Tipo de derrame: aa versus pahoehoe 74

7. 2. Estado do sedimento: litificado, coeso ou inconsolidado 74

7. 3. Outras influências nas feições de interação vulcano-sedimentar 77

7. 4 Características petrográficas nas interações vulcano-sedimentares 78

8. CONCLUSÕES 81

9. REFERÊNCIAS BIBLIOGRÁFICAS 84

10. ANEXOS 89

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LISTA DE FIGURAS

1. INTRODUÇÃO 1.1 mapa do Estado do Rio Grande do Sul com a localização geográfica das

áreas de estudo 13

2. INTERAÇÕES VULCANO-SEDIMENTARES 2.1 estrias de fluxo de lava sobre areias inconsolidadas (Jerram & Stollhofen,

2002). A linha indica a direção de fluxo 192.2 marca em crescente causada pelo fluxo de lobos de lava tipo pahoehoe

(Jerram & Stollhofen, 2002). A seta indica o sentido de fluxo 192.3 estruturas do tipo ripple preservadas por fluxo de lava (Jerram &

Stollhofen, 2002) 202.4 duna preservada entre derrames na Bacia de Etendeka (Jerram et al, 1999) 202.5 dique clástico de preenchimento em derrame da Formação Serra Geral.

Torres, RS 212.6 exemplo de peperito, brecha formada pela interação de derrame com

sedimento inconsolidado (Jerram & Stollhofen, 2002) 222.7 diversas formas assumidas pelos pacotes de peperito (adaptada de Skilling

et al., 2002b) 232.8 morfologias dos clastos ígneos juvenis em peperitos. Adaptada de Skillin et

al. (2002b) 24

3. MAGMATISMO RODEIO VELHO: CONTEXTO GEOLÓGICO REGIONAL 3.1 Bacia do Camaquã no contexto geológico do Escudo Sul-Riograndense.

Mapa adaptado de Paim & Lopes (1999) 273.2 evolução dos conceitos estratigráficos para a Bacia do Camaquã. Adaptado

de Paim et al. (2000) 28

4. MAGMATISMO RODEIO VELHO: ARROIO CARAJÁ, PASSO DO MOINHO 4.1 localização das áreas de estudo no contexto da Bacia do Camaquã.

Adaptado de Paim et al. (2000) 324.2 estrias marcando a superfície de uma falha levógira. (a) aspecto geral; (b)

detalhe. As setas vermelhas assinalam a superfície onde se deu o movimento 33

4.3 distribuição das litologias no afloramento da barragem do Arroio Carajá. As fotos indicadas pelas setas azuis mostram o contato que está encoberto na fotomontagem maior. As localizações das falhas normais e direcionais são apenas aproximadas. 35

4.4 litologias sedimentares: (a) arenito com laminação plano-paralela mascarada por intenso fraturamento; (b) pelito com gretas de contração 36

4.5 feições de lava em corda à jusante da barragem do Arroio Carajá. A barra de escala mede (a) 1 metro e (b) 10 centímetros 36

4.6 feições de interação vulcano-sedimentar encontradas no afloramento da 37

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barragem do Arroio Carajá. (a) estrias de fluxo; (b) marca em crescente; (c) xenólito; (d) apófise e (e) dique clástico. As siglas correspondem às unidades de rochas ígneas e sedimentares apresentadas anteriormente

4.7 diagrama estatístico de roseta para as direções de fluxo marcadas por estrias no topo de S1 38

4.8 ripas de plagioclásio em matriz vítrea oxidada, características das rochas ígneas do Arroio Carajá. LN 39

4.9 amídalas no Arroio Carajá. (a)- preenchimento de carbonato; (b)- borda de quartzo, interior de carbonato. LP 39

4.10 aspecto geral dos arenitos do Arroio Carajá. 1- agregado microcristalino de quartzo; 2- quartzo policristalino; 3- quartzo monocristalino; 4- plagioclásio; 5- fragmento lítico de rocha vulcânica; 6- fragmento lítico de granitóide; 7- fragmento lítico de rocha metamórfica. LP 40

4.11 imagem MEV de arenito do Arroio Carajá, mostrando grãos de feldspato alcalino e quartzo cimentados por sílica. As linhas amarelas marcam as bordas de alguns grãos de quartzo, que são de difícil identificação uma vez que apresentam a mesma composição que o cimento. FK- feldspato alcalino; Qt- quartzo 40

4.12 diagrama QFL de classificação de arenitos para as amostras do Arroio Carajá. 1- arenito arcoseano; 2- arenito lítico; 3- arcóseo; 4- arcóseo lítico; 5- litarenito arcoseano; 6- litarenito 40

4.13 esquema dos eventos que formaram a atual configuração do afloramento do Arroio Carajá. (a) primeiro evento vulcânico; (b) deposição de sedimento sobre o derrame; (c) segundo evento vulcânico; (d) intrusão. Desenho sem implicação de escala ou proporção entre as unidades 43

4.14 dique clástico principal do Passo do Moinho 454.15 esquema fluxo da lava ao redor do dique clástico no Passo do Moinho.

Visto em planta 46

5. VULCANISMO SERRA GERAL: CONTEXTO GEOLÓGICO REGIONAL 5.1 áreas de estudo inserida no contexto geológico do estado, mostrando

também a área de ocorrência das formações Botucatu e Serra Geral 475.2 província de Basaltos Continentais de Paraná-Etendeka. (a) – localização

da província sobre o Gondwana; (b) – localização da província sobre os continentes atuais. Adaptada de Koius & Tilling [on-line] 48

5.3 evolução das concepções estratigráficas para a Bacia do Paraná 49

6. VULCANISMO SERRA GERAL: TORRES, SÃO SEBASTIÃO DO CAÍ, FELIZ 6.1 localização da área de estudo em Torres, indicando a posição dos perfis

colunares 546.2 diversos aspectos dos derrames em Torres. (a)- base de derrame, com

disjunção tabular (Morro das Furnas); (b)- meio de derrame, marcada pela intensa disjunção colunar (Torre Sul); (c)- topo de derrame, vesicular (Morro do Farol) 55

6.3 textura glomeroporfirítica bastante comum nos derrames de Torres. LP 556.4 fenocristais de plagioclásio e piroxênio em amostra do Arroio Carajá. 56

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Imagem de MEV. 6.5 amídala preenchida por carbonato nos derrames de Torres. LP 566.6 litofácies de arenito. (a)- litofácies de arenito com estratificação cruzada,

com diagrama de paleocorrente (Morro das Cabras); (b) litofácies de arenito com estratificação plano-paralela (Morro do Farol). 57

6.7 diagrama QFL de classificação de arenitos para as amostras de Torres. 1- arenito arcoseano; 2- arenito lítico; 3- arcóseo; 4- arcóseo lítico; 5- litarenito arcoseano; 6- litarenito 57

6.8 aspecto geral dos arenitos encontrados em Torres. LP 576.9 diques clástico. (a)- na fácies de meio de derrame, Morro das Furnas; (b)-

ligando bolsões de peperito em fácies de topo de derrame, Morro das Furnas; (c)- esquema de bolsões de peperito com dique clástico interligando-os. (Da) – derrame amigdaloidal; (Pe) – peperito 59

6.10 Aspecto do peperito em Torres, mostrando os clastos autóctones de basalto em matriz de areia 59

6.11 esquema do empilhamento das diversas unidades nas seções trabalhadas e suas correlações laterais. O datum utilizado foi o nível médio do mar no local 62

6.12 estágios de evolução dos eventos que deram origem às rochas de Torres. (a)- derrame sobre sedimentos inconsolidados; (b)- formação de peperito de frente de derrame e diques clásticos de preenchimento; (c)- início de novo ciclo com novo derrame, aprisionando lentes de arenito. Desenho sem implicação de escala ou proporção entre as unidades 63

6.13 afloramento estudado em São Sebastião do Caí. A parte abaixo da linha tracejada é o arenito e acima, o derrame. A seta marca a localização aproximada do dique clástico, que não é distinguido nesta imagem. Os bolsões de peperito ocorrem mais à esquerda da foto 64

6.14 contato abrupto entre o sedimento e o derrame em São Sebastião do Caí 656.15 dique clástico ligado pela base ao sedimento e associado a bolsão de

peperito no topo em São Sebastião do Caí 666.16 processo de formação de dique clástico e peperito de injeção. (a)- formação

de fendas na base do derrame; (b)- remobilização do sedimento e injeção de sedimento por meio de diques clásticos; (c)- formação de peperito na porção mais interna do derrame 67

6.17 aspecto geral do afloramento estudado em Feliz. (a)- parte superior do afloramento onde ocorrem as (b) impressões de fluxo e ripples (c); (d)- lateral do afloramento, com destaque para a forma de lacólito da intrusão; (e) vista frontal do afloramento, diques de borda irregular, com a presença de (e) apófises 68

6.18 marcas em crescente no topo do arenito em Feliz 69

7. DISCUSSÕES 7.1 comparação do empacotamento no topo e no centro da camada de arenito

no Arroio Carajá 777.2 comparação da porosidade e cimento no topo e base da camada de arenito

do Arroio Carajá 78

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7.3 comparação entre as quantidades de cimento na borda e no centro de um dique clástico de preenchimento em Torres. 78

7.4 dissolução e recristalização de quartzo na matriz de peperito de injeção 797.5 matriz de peperitos em contato com clastos ígneos. (a)- matriz em contato

com clasto angular em peperito de frente de derrame; (b)- matriz em contato com clasto fluidal em peperito de frente de derrame; (c)- concentração de matriz parcialmente recristalizada em peperito de injeção; (d)- concentração de matriz em peperito de injeção. A barra amarela tem 0,5 cm de largura. 80

8. CONCLUSÕES 8.1 formação das diversas feições de interação vulcano-sedimentar em três

tempos (T1, T2 e T3) 82

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LISTA DE TABELAS

1.1 contexto das amostras analisadas para o afloramento do Arroio Carajá, indicando a presença dos componentes ígneo e sedimentar 16

1.2 contexto das amostras analisadas para os afloramentos de Torres, indicando a presença dos componentes ígneo e sedimentar. 17

4.1 relação entre as principais características analisadas nas rochas sedimentares do Arroio Carajá 41

6.1 relação entre as principais características analisadas nas rochas sedimentares de Torres 58

6.2 contatos entre as diferentes litologias encontradas em Torres 617.1 síntese das relações entre as diversas feições de interação vulcano-

sedimentar que ocorrem em cada uma das áreas de estudo e o que cada uma destas feições diz sobre o evento que lhe deu origem 76

LISTA DE ANEXOS Anexo A O Vulcanismo Serra Geral em Torres, RS, Brasil: empilhamento

estratigráfico local e feições de interação vulcano-sedimentar. Karla Petry; Delia del Pilar M. de Almeida; Henrique Zerfass 90

Anexo B Volcanic-sedimentary features in the Serra Geral Fm., Paraná Basin, southern Brazil: examples of dynamic lava-sediment interactions in an arid setting. Karla Petry; Delia del Pilar M. de Almeida; Henrique Zerfass; Dougal A. Jerram 91

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RESUMO Feições de interação vulcano-sedimentar foram estudadas em associação com dois eventos vulcânicos: o Magmatismo Rodeio Velho (470 Ma), associado aos alogrupos Santa Bárbara e Guaritas (Bacia do Camaquã), nas localidades de Arroio Carajá e Passo do Moinho; e o Vulcanismo Serra Geral (idade média de 130 Ma), associado à Formação Botucatu (Bacia do Paraná), em Torres, São Sebastião do Caí e Feliz. A metodologia principal foi trabalho de campo, integrando-se, dados de microscopia ótica e eletrônica. Arroio Carajá mostra uma sucessão de dois derrames intercalados por arenito e pelito, e um sill, encaixado na superfície de contato entre o derrame e o arenito. No Passo do Moinho, apenas um derrame é registrado. Torres mostra três ciclos de sedimentação com vulcanismo e formação de peperito. São Sebastião do Caí e Feliz apresentam contato entre rocha sedimentar e derrame, com intrusões alimentadoras em Feliz. Marcas de fluxo indicam derrame pahoehoe. Peperito e dique clástico de injeção são formados pela injeção de sedimento para dentro do derrame. Peperito de frente de derrame é formado por autobrechamento e tração. Diques de preenchimento atestam a migração de sedimento. Xenólitos e apófises indicam intrusão. As seguintes feições indicam indubitavelmente contemporaneidade entre sedimento e derrame: estrias de fluxo, impressões de lava em corda, marcas em crescente, peperitos de frente de derrame e peperitos e diques clásticos de injeção. É possível perceber influência dos derrames na diagênese das rochas sedimentares. A interação se deu com sedimento seco e são raras as feições de recristalização presentes. ABSTRACT Volcanic-sedimentary interaction features were studied in association with two volcanic events: Rodeio Velho Magmatism (470 Ma), associated to Santa Bárbara and Guaritas allogroups (Camaquã Basin), at the localities of Arroio Carajá and Passo do Moinho; and Serra Geral Volcanism (average age of 130 Ma), associated to the Botucatu Formation (Paraná Basin), at Torres, São Sebastião do Caí and Feliz. The main methodology was field work, integrated with optical and electronic microscopy. Arroio Carajá shows a succession of two flows intercalated by sandstone and mudstone, and a sill at the contact surface of a flow and the sediment. Torres shows three cycles of sedimentation with volcanism and peperite formation. São Sebastião do Caí and Feliz show the contact between sedimentary rocks and a lava flow, with feeding intrusions at Feliz. Flow impressions indicate a pahoehoe flow over unconsolidated sediment. Injection peperite and clastic dyke are formed by the injection of sediment inwards the flow. Flow front peperite is formed by autobrecciation and bulldozing. Filling clastic dykes attest sediment migration. Xenoliths and apophasis indicate intrusion. The following features indicate undoubtfully the contemporaneity of sedimentation and flow: flow striation, ropy lava flow impression, crescent marks, flow front peperites and injection peperites and clastic dykes. It is possible to recon influence of the lava flows in the diagenesis of the sedimentary rocks. The interaction was with dry sediment, and recrystallization features are rare.

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1. INTRODUÇÃO

O presente trabalho tem como foco o estudo das feições de interação vulcano-

sedimentar. Estas feições são geradas pela interação de um magma, seja em um derrame

ou uma intrusão epizonal, com sedimentos em diferentes graus de litificação. No

presente caso, foram estudadas as feições geradas em dois eventos distintos:

Magmatismo Rodeio Velho (470 Ma) e Vulcanismo Serra Geral (138 a 127 Ma).

1.1 Localização

Para o desenvolvimento do trabalho em dois eventos distintos foram escolhidas

cinco localidades, duas para o Magmatismo Rodeio Velho e três para o Vulcanismo

Serra Geral (Figura 1.1).

Figura 1.1- mapa do Estado do Rio Grande do Sul com a localização geográfica das áreas de estudo

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Para o Magmatismo Rodeio Velho foram escolhidas as localidades de Arroio

Carajá e Passo do Moinho, ambas localizadas nos arredores do município de Caçapava

do Sul, no centro do Estado. O afloramento do Arroio Carajá está localizado na

barragem construída neste arroio, na coordenada central UTM 246,087km W e

6592,150km S, cerca de 40 quilômetros de Caçapava do Sul em estrada vicinal acessada

pela RS-357. O afloramento do Passo do Moinho encontra-se nas margens do Arroio do

Moinho, onde este é cortado por uma ponte de uma estrada vicinal, na coordenada

central UTM 278,045 km W e 6575,850 km S, cerca de 40 km a leste da BR-153, pela

estrada de Minas do Camaquã (RS-625), ao sul de Caçapava do Sul.

As localidades que representam o Vulcanismo Serra Geral neste estudo incluem

afloramentos localizados nos municípios de Torres, São Sebastião do Caí e Feliz.

Os afloramentos estudados em Torres, no litoral norte, 198 km de Porto Alegre,

abrangem, em cerca de 0,43 km2, os morros do Farol (ou Torre Norte) e Furnas (ou

Torre do Meio) e o Parque da Guarita, com o Morro das Cabras e a Torre Sul, entre as

coordenadas UTM 6751,536km e 6753,203km W e UTM 622,688km e 623,701km S.

O afloramento estudado no município de São Sebastião do Caí localiza-se na

margem da RS-122, em uma pedreira de extração de arenito imediatamente acima do

Arroio Cadeia. O afloramento de Feliz localiza-se em uma antiga extração de brita na

RS-452, cerca de cinco quilômetros depois de seu acesso pela RS-122.

1.2. Objetivos

O objetivo principal deste trabalho é compreender as feições de interação

vulcano-sedimentar e os mecanismos que as formam, tornando-a uma ferramenta para

estudos estratigráficos.

A partir da caracterização dos eventos que deram origem às feições de interação

vulcano-sedimentar que ocorrem em cada uma das áreas de estudo é possível determinar

quais indicam relações de contemporaneidade entre o sedimento e a rocha ígnea,

amarrando-os temporalmente.

Assim temos os seguintes objetivos a serem desenvolvidos no decorrer da

pesquisa:

Caracterização dos processos ocorridos nas áreas de estudo;

Caracterização dos processos envolvidos na gênese das feições de interação

vulcano-sedimentar;

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Comparação entre as diferentes feições de interação vulcano- sedimentar;

Determinação de características diagnósticas de relação temporal entre

sedimento e rocha ígnea

1.3. Justificativa

As bacias sedimentares são compostas por pacotes que muitas vezes levam

alguns milhões de anos para serem depositados. A partir da compreensão dos processos

sedimentares é possível ter uma noção do período de tempo necessário para a deposição

de um pacote sedimentar. Entretanto, mesmo tendo-se uma idéia de quanto tempo levou

a deposição de uma bacia, isto não localiza temporalmente estas rochas.

Classicamente tem-se utilizado o registro fossilífero para tal datação, contudo

isto não é suficientemente preciso e, além disso, está condicionado à presença de fósseis

nas rochas, o que nem sempre ocorre. Então, a partir do desenvolvimento de técnicas

isotópicas de datação em rochas ígneas, a datação relativa de rochas sedimentares, a

partir das relações entre elas, tornou-se uma ferramenta muito importante na

organização temporal das bacias sedimentares.

Contudo, para que seja possível utilizar um intervalo vulcânico dentro de uma

bacia sedimentar como guia na datação é necessário conhecer as relações de

contemporaneidade entre as rochas ígneas e as sedimentares. Neste sentido, o trabalho

com as feições de interação vulcano-sedimentares é de grande valia dentro do estudo

estratigráfico de uma bacia.

Assim, é necessário que se desenvolvam as pesquisas neste assunto, a fim de que

se possa compreender as feições de interação vulcano-sedimentar na sua totalidade, bem

como suas implicações no modelamento genético e estratigráfico do contexto em que

estão inseridas.

1.4. Metodologia

A base de todo o trabalho se deu sobre informações coletadas em afloramento,

depois analisadas de forma individual para cada afloramento e integradas em um estudo

comparativo.

Assim, foram realizadas diversas etapas de campo ao longo do trabalho em cada

uma das diferentes áreas de estudo, totalizando cerca de três campanhas de campo (dez

dias) em Caçapava do Sul, duas em Torres (cinco dias) e três em São Sebastião do Caí e

Feliz (um dia cada), além das visitas efetuadas ás áreas durante saídas de campo das

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disciplinas de Petrologia Ígnea, Tópicos Especiais em Geociências II, e Introdução ao

Sistema Terra.

Durante estas etapas de campo foram coletadas 11 amostras no Arroio Carajá e

outras 18 em Torres, descritas e analisadas do ponto de vista ígneo e sedimentar e da

interação vulcano-sedimentar. Dos demais afloramentos (São Sebastião do Caí, Feliz e

Passo do Moinho) utilizou-se somente os dados de campo. As tabelas 1.1 e 1.2 mostram

o contexto de cada uma das amostras e a presença de componentes sedimentar e ígneos.

As amostras coletadas foram encaminhadas à laminação e submetidas à análise

petrográfica. As análises modais foram feitas com uma média de 300 pontos por lâmina.

Algumas destas lâminas foram ainda examinadas com Microscopia Eletrônica de

Varredura (Laboratório de Microscopia Eletrônica da UFRGS), durante duas seções,

totalizando cerca de dez horas de análise.

Os dados coletados em campo foram criteriosamente analisados e, sempre que

possível, transformados em elementos gráficos, levando, juntamente com os dados

provenientes do estudo microscópico, à compreensão dos processos que levaram à

vigente configuração de cada uma das áreas.

Para facilitar a compreensão do significado real das falhas presentes no Arroio

Carajá (Magmatismo Rodeio Velho), elas foram horizontalizadas, com o auxílio de uma

rede estereográfica de Wulff, de acordo com a média das medidas de S0.

Tabela 1.1- contexto das amostras analisadas para o afloramento do Arroio Carajá, indicando a presença dos componentes ígneo e sedimentar Amostra Contexto Ígnea Sedimentar AC-1 RV3, coletada a montante da barragem X

AC-2 S1 a montante da barragem X

AC-2i S1 a montante da barragem, mais intemperisada que AC-2 X

AC-3 S1 próximo ao contato com RV3 (10 cm) X

AC-4 S1 mais distante de RV3 (1 m) X

AC-5 RV3, base X

AC-6 RV2 próxima a espelho de falha X

AC-7 RV1, topo X

AC-10 Dique clástico em RV1 X

AC-11 RV2, topo X

AC-12 RV1, meio X

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Tabela 1.2- contexto das amostras analisadas para os afloramentos de Torres, indicando a presença dos componentes ígneo e sedimentar. Para os níveis e seções indicados, ver figura 6.6

Amostra Contexto Ígnea Sedimentar

T-02-01a Peperito N1, seção 02, concentração de matriz X

T-02-01b Peperito N1, seção 02, contato matriz x clasto X X

T-04-01 Topo do arenito N1, seção 04, próximo ao contato com derrame X

T-04-02 Derrame N1, seção 04 X

T-04-03 Derrame N2, seção 04 X

T-05-01 Derrame N1, seção 05 X

T-08-01 Borda de dique clástico, entre as seções 08 e 09 X

T-08-02 Centro de dique clástico, entre as seções 08 e 09 X

T-09-02 Derrame N2, seção 09 X

T-09-03 Derrame N3, seção 09 X

T-09-04b Peperito N2, seção 09 X X

Tg-10-A1 Dique clástico em derrame N2, seção 10 X X

T-12-01 Topo do arenito N1, seção 12 X

Tg-12A Base do arenito N1, seção 12 X

T-12-02 Derrame N2, seção 12 X

T-13-01 Topo do derrame N3, seção 13 X

T-13-02 Base do derrame N3, seção 13 X

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2. INTERAÇÕES VULCANO-SEDIMENTARES

As interações vulcano-sedimentares se dão na medida em que um magma

interage com um ambiente sedimentar ativo, em deposição ou muito recente, gerando

feições que caracterizam sua íntima relação. Derrames, fluxos piroclásticos e intrusões

rasas (diques e sills) podem gerar tais feições, desde que encontrem em seu caminho

sedimentos inconsolidados ou muito pouco consolidados, característicos de ambientes

sedimentares ainda em fase de deposição, mesmo em porções que já sofreram algum

soterramento.

As feições de interação vulcano-sedimentar geradas são controladas por

inúmeros fatores que dependem mais ou menos diretamente da reologia destes dois

componentes. Assim, do ponto de vista ígneo, são determinantes o modo de colocação

(derrame, intrusão rasa, fluxo piroclástico), a composição e temperatura do magma ou

lava (determinantes da plasticidade) e o conteúdo de voláteis. A granulometria do

sedimento, seu grau de litificação, a presença ou não de água, bem como a morfologia

das formas de leito geradas pelos processos deposicionais são os principais fatores

controladores do ponto de vista sedimentar. Somente com o total entendimento de todos

estes fatores é possível assumir completo controle sobre as feições de interação vulcano-

sedimentar geradas em um evento específico.

O estudo das interações vulcano-sedimentares pressupõe um modelo conceitual

da dinâmica vulcânica que lhes deu origem. Entretanto, suas aplicações não ficam

restritas a este campo. O simples fato de tais feições implicarem na existência de

sedimentos inconsolidados ou pouco consolidados já leva a uma importante implicação

estratigráfica, amarrando um intervalo sedimentar, normalmente datado relativamente

ao evento ígneo, que pode ser datado absolutamente por radiometria. Além disso, uma

vez compreendidos os papéis dos fatores controladores de feições de interação vulcano-

sedimentar citados anteriormente, é possível utilizar os dados daí provenientes em

auxílio à reconstrução paleo-ambiental, especialmente no que diz respeito à presença de

água nos sedimentos. Contudo, grande parte disto ainda encontra-se fora de nosso

alcance, uma vez que as interações vulcano-sedimentares ainda não são totalmente

compreendidas.

Diversas formas de interação entre um ambiente sedimentar ativo e um magma

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podem ficar registradas, como feições características do corpo específico que lhes deu

origem. Estas feições podem ser agrupadas por tipo genético, como registro da migração

de lavas sobre sedimento inconsolidado, migração e deposição de sedimento sobre

derrames e feições de intrusão rasa. De maneira mais direta, sem implicações genéticas,

pode-se citar as marcas de fluxo de lava sobre sedimento inconsolidado, os diques

clásticos, as brechas com constituintes sedimentares e vulcânicos, os xenólitos e as

apófises.

2. 1. Marcas de fluxo

A lava, ao fluir sobre o sedimento inconsolidado pode deixar marcas de seu

fluxo, seja sob a forma de estrias de fluxo ou marcas em crescente, ou pode ainda

preservar formas de leito que, em condições normais, teriam pouco potencial de

preservação.

As estrias são causadas pelo atrito da

lava ainda fluida sobre a areia inconsolidada.

São estrias subparalelas pouco espaçadas

entre si (<1 cm) e pouco profundas (± 1

mm), indicando a direção do fluxo, contudo

sem indicar seu sentido (Jerram &

Stollhofen, 2002, Scherer, 2002). Exemplos

destes registros podem ser vistos na Figura

2.1.

Figura 2.1- estrias de fluxo de lava sobre areiasinconsolidadas (Jerram & Stollhofen, 2002). Alinha indica a direção de fluxo

O sentido do fluxo de lava só pode

ser percebido quando da ocorrência de

marcas em crescente, originadas pelo avanço

de lobos de lavas tipo pahoehoe,

deformando a areia (Jerram & Stollhofen,

2002, Scherer, 2002). Assim, o sentido do

fluxo de lava seria aquele marcado pela

convexidade da forma em crescente (Figura

2.2).

Estas duas estruturas (estrias e

marcas em crescente) podem ser usadas,

Figura 2.2- marca em crescente causada pelofluxo de lobos de lava tipo pahoehoe (Jerram &Stollhofen, 2002). A seta indica o sentido defluxo

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portanto, como indicadores do fluxo das lavas. Entretanto, este dado não atesta

fielmente para a direção de origem destes fluxos, uma vez que as lavas fluidas ficam

confinadas, em primeira instância, às regiões de relevo mais deprimido, sendo

controladas, portanto, pelo paleo-relevo da região (Scherer, 2002).

O fluxo de lavas, quando ocorre de forma pacífica sobre as areias, ao invés de

erodi-las, pode preservar as formas de leito, que de outro modo tenderiam a ser

apagadas do registro geológico. Assim, em alguns casos, é possível perceber, no contato

da base de fluxos de lava com areias eólicas, estratificações do tipo ripple, inteiramente

preservadas (Figura 2.3), marcando o dorso

da duna. Também a própria duna pode ser

“afogada” pelo derrame e ficar preservada

(Figura 2.4), o que, caso não existisse o

derrame de lavas, teria uma chance muito

reduzida de acontecer (Jerram &

Stollhofen, 2002), especialmente no caso

das dunas da Formação Botucatu,

parcialmente depositadas acima do espaço

de preservação (Scherer, 2002). Figura 2.3- estruturas do tipo ripple preservadas por fluxo de lava (Jerram & Stollhofen, 2002)

Figura 2.4- duna preservada entre derrames na Bacia de Etendeka (Jerram et al, 1999)

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2. 2. Diques clásticos

Diques clásticos são estruturas planares, discordantes do pacote em que estão

inseridas, e que se caracterizam por serem preenchidas por sedimento clástico.

De modo geral, um derrame tende a apresentar no topo uma superfície bastante

irregular, com amídalas e fraturas. Estas fraturas podem ser de diversas origens, desde

fraturas pouco abertas (milímetros a centímetros), causadas pelo resfriamento do corpo

de lava ou pelo fluxo interno, quando a parte

externa do derrame já resfriou, ou fraturas mais

largas, podendo atingir até um metro, de origem

tectônica (Jerram & Stollhofen, 2002). Todas

estas imperfeições são preenchidas por qualquer

material que venha a cobrir o derrame,

incluindo-se aí os sedimentos que porventura

venham a migrar sobre este derrame, gerando os

chamados diques clásticos de preenchimento

(Figura 2.5), pois, apesar de sua origem

sedimentar, são corpos discordantes que cortam

os derrames. Figura 2.5- dique clástico de preenchimentoem derrame da Formação Serra Geral.Torres, RS

2. 3. Brechas vulcano-sedimentares

Um fluxo de lava pode dar origem a diversos tipos de brecha. Algumas delas são

compostas exclusivamente por integrantes vulcânicos, especialmente naqueles casos em

que a lava flui sobre um substrato litificado. Entretanto, quando a lava encontra

sedimentos inconsolidados ou pouco consolidados, pode misturar-se a eles, formando

uma brecha cuja matriz é composta pelos sedimentos e os clastos maiores são de

fragmentos da lava.

A fragmentação do magma que dá origem à brecha é facilitada na presença de

água, que causa explosões freatomagmáticas, desintegrando o magma e fazendo com

que se misture aos sedimentos. Entretanto, a presença de água não é imprescindível,

visto que o próprio fluxo de lava, tipo aa, já é suficiente para desintegrá-la

parcialmente. Além disso, ao descer por superfícies com alto gradiente topográfico, o

aumento de velocidade da lava também auxilia na sua desintegração (Scherer, 1998). A

mistura com os sedimentos se dá na medida em que esta lava desintegrada é arrastada

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pelo substrato sedimentar, causando uma mistura de origem bastante dinâmica.

Esta brecha, formada pela desintegração da lava ainda durante o seu avanço e

pela mistura desta com sedimentos é conhecida como peperito (Figura 2.6).

2. 3. 1. PEPERITOS

O termo peperito foi utilizado

pela primeira vez por Scrope (1827

apud Skilling et al., 2002b) para

descrever rochas clásticas na região de

Limagne d’Auvergne, na França, as

quais, posteriormente, foram

interpretadas como sendo originadas

pela efusão de magma basáltico sobre

lamas úmidas (Michel-Levy 1890

apud Skilling et al., 2002b). A

definição atual de peperito mais

largamente empregada é a de White et al. (2000): “um termo genético aplicado a rochas

formadas essencialmente in situ, por desintegração de magma durante uma intrusão, o

qual se mistura a sedimentos inconsolidados ou pouco consolidados e tipicamente

úmidos. O termo também se refere às misturas similares geradas pelo mesmo processo

em contatos de lavas ou outros depósitos vulcanoclásticos com tais sedimentos”. Assim,

como já foi referido, os peperitos formam-se preferencialmente em ambientes com

presença de água no processo, entretanto, isto não é condição sine qua non.

Figura 2.6- exemplo de peperito, brecha formada pelainteração de derrame com sedimento inconsolidado(Jerram & Stollhofen, 2002)

Entre as características dos peperitos, pode-se citar seu volume e geometria, sua

relação espacial com a intrusão, lava ou depósito vulcanoclástico que lhe deu origem,

sua estruturação interna, suas variações espaciais de textura e a morfologia dos clastos

ígneos que o compõem (Skilling et al., 2002b). Pacotes de peperito com volumes que

variam de poucos metros cúbicos até vários quilômetros cúbicos (Snyder & Fraser,

1963 apud Skilling et al., 2002b; Hanson & Wilson, 1993) têm sido descritos com uma

variedade de formas, desde totalmente irregulares até lobadas ou planares, formando

pacotes únicos ou se interconectando (Figura 2.7) (Skilling et al., 2002b). Os contatos

destes pacotes com o sedimento costumam ser discordantes. Muitas vezes é possível

observar um aumento da quantidade de clastos em direção à fonte emissora do magma,

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bem como uma diminuição do tamanho destes clastos (Skilling et al., 2002b).

Os clastos ígneos presentes em

um peperito são fruto de explosões

hidromagmáticas, contrastes de

densidade entre o magma ou a lava e os

sedimentos, stress mecânico durante o

fluxo da lava já parcialmente resfriada,

ou efeitos de tensão superficial, entre

inúmeros outros fenômenos que

ocorrem em tais ambientes (Skilling et

al., 2002b). Assim, os clastos podem

apresentar texturas ígneas similares

àquelas do magma que lhes deu origem,

apresentando-se, em geral, bastante

vítreos ou, ao menos, com as bordas

vítreas. Os clastos ígneos do peperito

podem apresentar morfologia angulosa

ou fluidal, podendo haver populações

com contribuições de ambos os tipos

(Figura 2.8) (Skilling et al., 2002b).

Figura 2.7- diversas formas assumidas pelospacotes de peperito (adaptada de Skilling et al.,2002b)

Diversos fatores podem determinar a forma dos clastos ígneos e a forma do

próprio pacote de peperito. Entre eles, pode-se mencionar a reologia do magma e do

sedimento envolvidos, o conteúdo de voláteis do magma, a permeabilidade e

estruturação do sedimento, os volumes de magma e sedimento envolvidos e a

velocidade de mistura dos mesmos além da velocidade de injeção e de fluxo do magma.

A maioria destes fatores pode variar espacialmente e temporalmente durante a formação

de um mesmo pacote de peperito. Diversos autores (Brooks et al., 1982 e Doyle, 2000

apud Skilling et al., 2002b; Goto & McPhie, 1998; e Squire & McPhie, 2002)

perceberam uma mudança de morfologia fluidal para morfologia angulosa nos clastos

de peperitos ao longo do tempo, durante a formação de um mesmo pacote. Isto seria

devido a mudanças na reologia do magma, conforme este resfria e se torna cada vez

mais rúptil.

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Os sedimentos que

compõem um peperito

podem variar amplamente,

tanto em granulometria (de

argila a seixo), quanto em

composição, seleção,

coesão interna, porosidade e

permeabilidade. A ausência

de agregados de grãos, a

destruição de estruturas

sedimentares no contato

com o corpo ígneo e a

presença de vesículas no

sedimento, bem como

vesículas ou pequenas

fissuras na rocha ígnea

preenchidas por sedimento são evidências da não consolidação do sedimento no

momento da formação do peperito (Skilling et al., 2002b).

Figura 2.8- morfologias dos clastos ígneos juvenis em peperitos.Adaptada de Skillin et al. (2002b)

Apesar de tudo que foi apresentado acima, diversas questões sobre os peperitos e

seus processos formadores permanecem. Os processos responsáveis pela dispersão dos

clastos ígneos dentro da matriz sedimentar (que pode alcançar distâncias de até 100

metros) ainda não são totalmente compreendidos (Hanson & Wilson, 1993; Hanson &

Hargrove, 1999). Os fatores que influenciam a forma e o tamanho dos clastos e a exata

reologia do sedimento e do magma durante a formação dos peperitos, a extensão

temporal deste fenômeno e a presença de água como condicionante para sua ocorrência

ainda são pontos a serem esclarecidos.

2. 4. Xenólitos e apófises

Xenólitos e apófises são termos comumente aplicados no contexto de grandes

intrusões profundas, geralmente corpos graníticos de relevante extensão. Entretanto,

podem ser aplicados no contexto de intrusões rasas de menor porte (volume),

independente da rocha encaixante.

Xenólitos são pedaços da rocha encaixante que são englobados pela intrusão

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durante sua ascensão.

Apófises são ramificações de intrusões, associadas à presença de diques ou sills

e que atestam a natureza intrusiva do magma. A morfologia da apófise e o

comportamento da rocha encaixante, em especial no caso de uma rocha sedimentar,

podem trazer inferências a respeito da profundidade de colocação da rocha ígnea e do

grau de litificação da encaixante.

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3. MAGMATISMO RODEIO VELHO: CONTEXTO GEOLÓGICO REGIONAL

A Bacia do Camaquã, assentada sobre terrenos ígneos e metamórficos do

Escudo Sul Rio-Grandense e onde se encontram as áreas do Arroio Carajá e Passo do

Moinho (Figura 3. 1), esta relacionada às fases tardias da Orogênese Brasiliana e é

dividida em quatro sub-bacias: (i) Sub-bacia Piquirí/ Arroio Boicí; (ii) Sub-bacia

Guaritas; (iii) Sub-bacia Santa Bárbara e (iv) Sub-bacia Ramada/ Taquarembó e é

caracterizada por seqüências vulcano-sedimentares depositadas em diferentes contextos

tectônicos.

Os primeiros conceitos estratigráficos para a Bacia do Camaquã foram propostos

por Carvalho (1932 in Paim et al., 2000), que definiu a Série Camaquan, que englobaria

os depósitos contidos entre as “Erupções de Andesitos e Tufos Vulcânicos”, além do

correspondente à sucessão Permiana da Bacia do Paraná. Os conceitos adotados

atualmente para a sucessão estratigráfica da Bacia do Camaquã foram definidos por

Paim (1994), que caracterizou toda a seqüência como Alossupergrupo Camaquã,

dividida, com base em discordâncias angulares, em cinco alogrupos: (i) Alogrupo

Maricá, (ii) Alogrupo Bom Jardim, (iii) Alogrupo Cerro do Bugio, (iv) Alogrupo Santa

Bárbara e (v) Alogrupo Guaritas (Figura 3. 2).

Durante a evolução da Bacia do Camaquã é possível perceber um progressivo

aumento da exposição subaérea nos ambientes deposicionais, bem como uma

diminuição da influência marinha nos corpos de água. O início da deposição se dá em

condições marinhas totalmente subaquáticas (Alogrupo Maricá), evoluindo para um

ambiente lacustre com influxo da águas marinhas, raramente (Alogrupo Bom Jardim) a

comumente dissecado (alogrupos Cerro do Bugio e Santa Bárbara), até um ambiente

totalmente continental, com freqüente exposição subaérea (Alogrupo Guaritas) (Paim et

al., 2000).

3. 1. Alogrupo Santa Bárbara

O Alogrupo Santa Bárbara, delimitado por discordâncias angulares na base

(Alogrupo Cerro do Bugio) e no topo (Alogrupo Guaritas), compreende as aloformações

Serra dos Lanceiros (inferior) e Pedra do Segredo (superior), separadas por uma superfície

de afogamento (Paim et al. 2000). O Alogrupo Santa Bárbara engloba duas

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parasseqüências progradacionais de sistemas deltáicos, registrando depósitos finos de

fluxo de fundo na base e sucessões aluviais no topo. A Aloformação Serra dos Lanceiros

representa um sistema deltáico arenoso e a Aloformação Pedra do Segredo, um sistema

deltáico areno-conglomerático. A deposição destas seqüências teria ocorrido entre 559 e

540 Ma (Paim et al. 2000).

Figura 3.1- Bacia do Camaquã no contexto geológico do Escudo Sul-Riograndense. Mapa adaptadode Paim & Lopes (1999)

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Figura 3.2- evolução dos conceitos estratigráficos para a Bacia do Camaquã. Adaptado de Paim et al. (2000)

Considera-se que o Alogrupo Santa Bárbara tenha sido depositado durante o

Cambriano Inferior, especialmente por conta de dados de icnofauna (Neto et al., 1992,

Rosa, 1999). Borba & Mizusaki (2003) destacam a presença de feições diagenéticas

características de clima semi-árido e diagênese de pouca profundidade, o que já havia

sido notado por Robertson (1966) e Ribeiro et al. (1966).

Também Borba & Mizusaki (2003) propõem a deposição deste alogrupo através

de leques aluviais e deltáicos que terminam em um ambiente lacustre, com sistemas

fluviais entrelaçados arenosos e conglomeráticos associados. Este sistema passava por

períodos de dissecação, com exposição subaérea marcada por gretas de contração e

marcas de pingos de chuva e períodos de maior inundação, onde os sedimentos eram

retrabalhados por processos fluviais.

3. 2. Alogrupo Guaritas

O Alogrupo Guaritas representa o último evento deposicional da Bacia do

Camaquã. Assentado em discordância angular sobre as unidades que o antecedem, é

composto por duas aloformações: Varzinha e Pedra Pintada, delimitadas por uma

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discordância erosiva.

A Aloformação Varzinha é composta por fácies que representam um sistema

fluvial entrelaçado na porção oeste da Sub-bacia Guaritas e um sistema de leques

aluviais na porção leste (Paim & Lopes, 1999). Períodos de inatividade fluvial deram

margem ao retrabalhamento eólico dos sedimentos, junto com dissecação de lama e

precipitação de silcretes e calcretes (Paim & Lopes, 1999). Ortoconglomerados

polimíticos, arcóseos conglomeráticos avermelhados, arenitos finos a médios, lentes de

siltito e arenitos finos bem selecionados (Lopes et al., 1999) caracterizam a

Aloformação Varzinha.

A Aloformação Pedra Pintada foi originada em ambiente desértico com

pequenas dunas eólicas crescentes, áreas de interduna que registram uma alternância de

períodos secos e úmidos e planícies de nível de base que encerram períodos de seca

durante períodos mais úmidos (Paim 1994). Arenitos finos a médios, bem selecionados,

com estratificação cruzada acanalada de grande e muito grande porte, com ocorrências

secundárias de arenitos grossos, pelitos e arenitos finos a médios com laminação

cruzada por corrente e por onda (Paim, 1994) caracterizam a Aloformação Pedra

Pintada.

3. 3. Magmatismo Rodeio Velho

De acordo com o modelo evolutivo do Escudo Sul-Riograndense proposto por

Chemale Jr. (2000), o Magmatismo Rodeio Velho teria ocorrido após a colisão das

placas Rio de La Plata (com o microcontinente Encantadas já anexado) e Kalahari.

Associado ao Hemi-graben Guaritas, o Magmatismo Rodeio Velho foi gerado sob um

regime transtrativo, pela reativação de falhas e lineamentos regionais de orientação NE-

SW (Paim et al. 2000). Por sua associação com a Bacia do Camaquã, e baseados em

dados geoquímicos, Almeida et al. (2003b) sugerem que o Magmatismo Rodeio Velho

representa a última manifestação magmática da Orogenia Brasiliana, em um evento

fissural em ambiente intraplaca extensional. Entretanto, diversos autores (Fambrini

1998; Fragoso-Cesar et al. 1999; Lopes et al. 1999; Paim et al. 2000) sugerem que a

deposição do Alogrupo Guaritas, bem como a instalação do Magmatismo Rodeio Velho

tenha se dado em uma crosta já estável (Gondwana), no estágio de rift precursor da

instalação da Bacia do Paraná.

Classicamente associado à base da Aloformação Pedra Pintada, o Magmatismo

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Rodeio Velho foi definido por Ribeiro et al. (1966) como Membro Rodeio Velho da

Formação Guaritas, constituído por uma série de derrames de andesito vesicular, sem

indícios de atividade explosiva. Seu caráter intrusivo foi notado primeiramente por

Silva Filho (1996). Fragoso-Cesar et al. (1999) denominaram este magmatismo de Suíte

Intrusiva Rodeio Velho, representada por intrusões tabulares alojadas nos depósitos

continentais sub-horizontais do então Grupo Guaritas. Almeida et al. (1998) mencionam

também a existência de depósitos piroclásticos estratificados pertencentes ao

Magmatismo Rodeio Velho.

O Magmatismo Rodeio Velho, de idade meso-ordoviciana (470± 19 Ma,

Hartmann 1998), é um evento de tipo alcalino (Almeida et al. 1993) com características

de basaltos intraplaca continentais (Almeida et al. 2000). Análises químicas permitem

classificar os derrames do Magmatismo Rodeio Velho como basaltos sub-alcalinos,

andesitos, traquiandesitos, basaltos alcalinos e andesitos basálticos, as rochas epizonais,

como traquiandesitos e basaltos alcalinos e as piroclásticas, como traquiandesitos

(Almeida et al. 2003a).

De acordo com Almeida et al. (1998, 2000) os derrames e as intrusões do

Magmatismo Rodeio Velho apresentam textura glomeroporfirítica com fenocristais de

plagioclásio e resquícios de piroxênio e olivina, minerais opacos, apatita e zircão em

matriz pilotaxítica, vitrofírica ou ofítica composta por plagioclásio, piroxênio e olivina.

O vidro intersetal pode estar recristalizado, formando esferulitos, ou alterado. As rochas

piroclásticas são estratificadas e variam de tufos a pó a lapilitos brechados e pouco

selecionados. A presença de shards e fiames atesta o caráter piroclástico. Cristaloclastos

de quartzo euédrico e plagioclásio encontram-se dispersos em matriz tufácea,

parcialmente vítrea.

Fragoso-Cesar et al. (1999) sugerem, baseados no caráter intrusivo do

Magmatismo Rodeio Velho que este seja posterior ao Alogrupo Guaritas. Entretanto,

uma contemporaneidade entre o vulcanismo e a deposição dos sedimentos do Alogrupo

Guaritas é sugerida pela presença de feições que indicam uma interação da lava com

sedimentos úmidos muito pouco consolidados (Lima et al., 2002). Almeida et al.

(2003b) sugerem que o Magmatismo Rodeio Velho é contemporâneo ou mais jovem

que as rochas da Aloformação Pedra Pintada e mais antigo ou contemporâneo (na

porção leste da bacia) a Aloformação Varzinha.

Feições de interação vulcano-sedimentar foram descritas no contexto do

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Magmatismo Rodeio Velho associado ao Alogrupo Guaritas por diversos autores. Lopes

et al. (1999), Fragoso-Cesar et al. (1999) e Lima et al. (2002) notaram feições que

indicam a intrusão do Magmatismo Rodeio Velho na Aloformação Pedra Pintada.

Sander et al. (2005) notaram a presença de peperitos em testemunhos de sondagem no

contato do magmatismo Rodeio Velho com rochas da Aloformação Pedra Pintada, na

região de Minas do Camaquã e logo ao norte desta. Almeida et al. (2000) descrevem a

presença de xenólitos e texturas de assimilação no contato do Magmatismo Rodeio

Velho como intrusão na Aloformação Pedra Pintada, inclusive no afloramento da

barragem do Arroio Carajá.

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4. MAGMATISMO RODEIO VELHO: ARROIO CARAJÁ, PASSO DO

MOINHO

O estudo de interações vulcano-sedimentares associadas ao Magmatismo Rodeio

Velho tem como fundamento o afloramento localizado na barragem do Arroio Carajá,

cerca de 30 km a sudoeste de Caçapava do Sul, com acesso pela rodovia RS-357. Dois

outros afloramentos também são considerados, tendo em vista que as informações que

eles apresentam contribuem na compreensão do quadro geral que se apresenta no Arroio

Carajá. O afloramento do Passo do Moinho encontra-se cerca de 40 km a leste da BR-

153, pela estrada de Minas do Camaquã (RS-625). A figura 4.1 mostra a localização das

áreas em questão.

Figura 4.1- localização das áreas de estudo no contexto da Bacia do Camaquã. Adaptado de Paim et al. (2000)

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4.1. Litologias e interações vulcano-sedimentares no Arroio Carajá

Cerca de dois quilômetros ao norte do afloramento do Arroio Carajá e

associados a uma caldeira do evento Hilário (580 Ma, Remus et al., 1999) existem,

segundo Almeida et al. (2000), quatro cones do evento Rodeio Velho, em um

alinhamento NNE-SSW. As estruturas destes cones estão coberta por rochas da

Aloformação Varzinha. Além destes cones, ocorrem vários diques de orientação média

N026º, alojados em rochas do Alogrupo Santa Bárbara. Estes cones e as rochas

vulcânicas do Arroio Carajá devem estar ligados ao mesmo evento. Segundo Almeida et

al. (2000), os cones do evento Rodeio Velho devem ter servido de fonte de emissão para

as lavas do afloramento do Arroio Carajá.

O afloramento do Arroio Carajá é marcado pela presença de falhas (figura 4.2),

que também devem estar ligadas à instalação e evolução dos edifícios vulcânicos

relacionados ao Magmatismo Rodeio Velho, o que já havia sido notado por Almeida et

al. (2000). As rochas presentes na barragem do Arroio Carajá encontram-se basculadas

e cortadas por falhas normais e transcorrentes. As falhas normais apresentam atitude

média de N170º/80ºSW e são truncadas pelas falhas transcorrentes. As falhas

direcionais, com atitude média de N137º/55ºNE, ilustram um evento lateral-esquerdo

posterior ao falhamento normal.

Figura 4.2- estrias marcando a superfície de uma falha levógira. (a) aspecto geral; (b) detalhe. As setas vermelhas assinalam a superfície onde se deu o movimento

Os mergulhos apresentados pelas falhas normais são exageradamente próximos da

vertical para este tipo de falhamento, enquanto que os mergulhos das falhas transcorrentes

não são verticais o suficiente, o que sugere que estas falhas se instalaram anteriormente ao

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basculamento geral das camadas no local. Ao considerar como horizontal a superfície de

contato entre as rochas sedimentares e as ígneas que as recobrem (S0=N153º/22ºSW) e

reconsiderar as atitudes das falhas em relação a esta superfície, encontramos atitudes médias

de N140º/76ºNE para as falhas transcorrentes, e N172º/61ºSW para as normais, ambas com

mergulhos mais próximos ao esperado para estes tipos de falhas. Entretanto, apesar desta

pronunciada presença de falhas, a sucessão estratigráfica descrita pode ser vista em um

único bloco.

O afloramento da barragem do Arroio Carajá é composto por dois derrames

(denominados RV1 e RV3), uma intrusão rasa (RV2) e por uma camada de rocha

sedimentar (S1) (Figura 4.3). A camada de rochas sedimentares (S1) é composta

predominantemente por arenitos médios a finos com estratificação cruzada de muito

baixo ângulo. Níveis de pelito associados a este arenito apresentam feição de exposição

subaérea, como gretas de contração. Esta descrição é coerente com a apresentada por

Borba & Mizusaki (2003) para a associação de fácies de frente de leque deltáico no

Alogrupo Santa Bárbara.

Na porção do afloramento acima da barragem ocorrem vários sets de arenitos

com estratificação cruzada acanalada recobertos por rocha ígnea. A superfície de S1 que

se encontra em contato com a rocha ígnea está mais endurecida. A figura 4.4 mostra o

aspecto geral destas litologias.

Acima da barragem do Arroio Carajá, as rochas sedimentares encontram-se

encobertas por uma camada de rochas ígneas (RV3). Na porção do afloramento

localizada abaixo da barragem, além das rochas que capeiam as sedimentares, aparecem

ainda dois níveis de rochas ígneas abaixo das sedimentares (RV1 e RV2).

O primeiro dos três níveis de rocha ígnea encontrado abaixo das rochas

sedimentares (RV1) é composto por fluxos de lava melanocrática, de textura afanítica,

predominantemente canalizados em tubos anastomosados de cerca de 40 cm de

diâmetro. Os fluxos superiores, não canalizados, apresentam estruturas de lava em corda

(Figura 4.5). A presença de amídalas e vesículas é intensa, podendo as amídalas estarem

preenchidas por quartzo (em geral leitoso) e/ou carbonato.

O segundo nível (RV2) de rochas ígneas, imediatamente abaixo de S1 é

composto por rochas ígneas também de textura afanítica melanocrática. Este nível

guarda, como característica típica de derrame, a intensa presença de vesículas, estando

praticamente todas preenchidas por carbonato, com uma pequena parcela preenchida

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Figura 4.3- distribuição das litologias no afloramento da barragem do Arroio Carajá. As fotos indicadaspelas setas azuis mostram o contato que está encoberto na fotomontagem maior. As localizações dasfalhas normais e direcionais são apenas aproximadas

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Figura 4.4- litologias sedimentares: (a) arenito com laminação plano-paralela mascarada por intensofraturamento; (b) pelito com gretas de contração

Figura 4.5- feições de lava em corda à jusante da barragem do Arroio Carajá. A barra de escala mede (a)1 metro e (b) 10 centímetros

por quartzo, especialmente quando associadas ao sedimento. Entretanto, as feições de

interação vulcano-sedimentar (xenólitos e apófises) presentes neste contato indicam

tratar-se na realidade de uma intrusão, ainda que extremamente rasa.

O último nível de rochas ígneas (RV3) se assemelha muito ao RV1. Entretanto,

talvez dada sua pequena área de exposição, não foram encontradas evidências de tubos

de lava ou lavas em corda.

As feições de interação vulcano-sedimentar presentes na área incluem estrias de

fluxo, marcas em crescente, diques clásticos, xenólitos e apófises (figura 4.6). As estrias

de fluxo são abundantes na superfície de contato entre S1 e RV3, o que evidencia o

caráter de derrame de RV3. A direção principal de fluxo de RV3, marcada por estas

estrias, é de N254º, considerando as alterações decorrentes do basculamento das camadas

(S0=153º/22ºSW) (figura 4.7). Ainda que esta direção aponte os cones e a caldeira

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discutidos anteriormente como fonte dos derrames (sugerido por Almeida et al., 2000),

isto pode ser eventual, uma vez que o paleo-relevo pode ter grande influência sobre a

direção local dos derrames.

A superfície de contato entre o topo de RV2 e a base de S1 é também marcada

por feições de interação vulcano-sedimentar. A presença de apófises de RV2 em S1

(figura 4.6d) atesta para o caráter intrusivo desta unidade vulcânica. A linha de contato

entre RV2 e S1 é bastante irregular. As apófises que ocorrem ao longo desta linha fazem

Figura 4.6- feições de interação vulcano-sedimentarencontradas no afloramento da barragem do Arroio Carajá. (a)estrias de fluxo; (b) marca em crescente; (c) xenólito; (d)apófise e (e) dique clástico. As siglas correspondem àsunidades de rochas ígneas e sedimentares apresentadasanteriormente

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parte destas irregularidades. Estas apófises

apresentam uma forma protuberante que seria

totalmente incompatível com uma colocação

subaérea de uma unidade vulcânica. As bordas

das apófises são marcadas pelo alinhamento das

amídalas

RV2 também é marcado pela presença de

xenólitos de S1. Estes xenólitos são, em geral,

placas tabulares do sedimento de S1, muitas

vezes conservando em parte sua laminação

original, que pode estar na posição original

(horizontalizada) (figura 4.6c) ou verticalizada (figura 4.6e). No primeiro caso, fica

claro que, ao desprender-se da camada original, a placa de sedimento pouco se moveu, e

não rotacionou ao longo de um eixo horizontal. Por outro lado, algumas placas de

sedimento se apresentam verticalizadas, provavelmente pelo próprio fluxo da intrusão

ao colocar-se.

Figura 4.7- diagrama estatístico de rosetapara as direções de fluxo marcadas porestrias no topo de S1

Diques clásticos também ocorrem no afloramento da barragem do Arroio Carajá,

entretanto, ao contrário das apófises e xenólitos, estes são encontrados em RV1.

Pequenos vênulos de quartzo acompanham a orientação dos diques próximos a eles. O

sedimento que preenche os diques clásticos é maciço, sugerindo que podem ser fruto do

preenchimento de fissuras no topo de um derrame (RV1).

As rochas ígneas do Arroio Carajá possuem texturas pilotaxítica, vitrofírica e

ofítica, com fenocristais de plagioclásio e opacos (figura 4.8). Os plagioclásios,

euédricos a subédricos, de tamanhos próximos a 0,5 mm estão geralmente alterados a

carbonato e podem encontrar-se orientados dentro da matriz. Os minerais opacos,

geralmente euédricos, apresentam tamanhos normalmente entre 0,3 mm e 0,1 mm.

Raras ocorrências de clinopiroxênio, de tamanho médio de 0,25 mm, costumam estar

associadas a forte oxidação. A matriz é composta por material vítreo, com ocorrência de

esferulitos.

A presença de vesículas e amídalas é comum, com tamanhos variando desde

cerca de 0,5 mm até 10 mm. As amídalas encontram-se preenchidas por quartzo,

carbonato ou uma sucessão destes, onde o quartzo antecede o carbonato (Figura 4.9).

Não é possível distinguir petrograficamente os derrames e as intrusões,

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provavelmente porque as últimas

são extremamente epizonais,

tendo uma aparência petrográfica

similar à dos derrames.

As rochas sedimentares

analisadas no Arroio Carajá são

arenitos finos a médios, de boa

seleção e baixa maturidade, com

grãos arredondados a

subarredondados e de

esfericidade média a boa (Figura

4.10). Os grãos são compostos

por quartzo (monocristalino,

policristalino ou agregados

microcristalinos), feldspato alcalino (figura 4.11) e fragmentos líticos, em sua maioria

correspondendo às rochas ígneas do Magmatismo Rodeio Velho, ocorrendo também

litoclastos de granitóides e rochas metamórficas (xistos). Correspondem a arcóseos,

arcóseos líticos e litarenitos arcoseanos (figura 4.12). A porosidade é bastante baixa,

chegando a zero na maioria das amostras, dada pela intensa presença de cimento no

espaço intergranular. O cimento pode alcançar mais de 30% do volume total da amostra,

e é predominantemente sílica. A figura 4.13 sumariza as principais características das

rochas sedimentares analisadas no Arroio Carajá.

Figura 4.8- ripas de plagioclásio em matriz vítrea oxidada,características das rochas ígneas do Arroio Carajá. LN

Figura 4.9- amídalas no Arroio Carajá. (a)- preenchimento de carbonato; (b)- borda de quartzo, interior de carbonato. LP

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4.2. Estratigrafia do

Arroio Carajá

O afloramento da

barragem do Arroio Carajá

apresenta uma sucessão de

rochas ígneas e sedimentares. As

relações de contato entre as

unidades e a presença de

diferentes tipos de feições de

interação vulcano-sedimentar

indicam o modo de colocação de

cada litologia e sua respectiva

distribuição temporal.

O nível RV1,

caracterizado pelas estruturas de

tubos de lava e lavas em corda, é

claramente um derrame do tipo pahoehoe, extremamente fluido. A presença de diques

clásticos nesta unidade indica que houve deposição sedimentar sobre ela após seu

resfriamento. Por tratar-se de diques de preenchimento, que necessitam de fraturas

abertas (qualquer que seja sua natureza, tectônica ou não) para depositarem-se, fica

Figura 4.10- aspecto geral dos arenitos do Arroio Carajá. 1-agregado microcristalino de quartzo; 2- quartzo policristalino;3- quartzo monocristalino; 4- plagioclásio; 5- fragmento líticode rocha vulcânica; 6- fragmento lítico de granitóide; 7-fragmento lítico de rocha metamórfica. LP

Figura 4.12- diagrama QFL declassificação de arenitos para asamostras do Arroio Carajá. 1- arenitoarcoseano; 2- arenito lítico; 3- arcóseo;4- arcóseo lítico; 5- litarenitoarcoseano; 6- litarenito

Figura 4.11- imagem MEV de arenito do Arroio Carajá,mostrando grãos de feldspato alcalino e quartzo cimentadospor sílica. As linhas amarelas marcam as bordas de algunsgrãos de quartzo, que são de difícil identificação uma vez queapresentam a mesma composição que o cimento. FK-feldspato alcalino; Qt- quartzo

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claro que o derrame, originalmente fluido, já havia resfriado o suficiente para romper-se

num regime rúptil antes ou durante a sedimentação.

Tabela 4.1- relação entre as principais características analisadas nas rochas sedimentares do Arroio Carajá

GRÃOS AMOSTRA EVENTOS

DIAGENÉTICOS

CIMENTO TOTAL (%)

POROSIDADE TOTAL (%)

INDICE DE

CONTATO* QUARTZO FELDSPATO LÍTICOS AC-02 Fe Si 30 0 2,1 46,5 34,9 18,6AC-02i Fe Si 28,8 0 2,3 48,2 33 18,8AC-03 Fe Si 13,3 11,2 2,1 38,1 20,6 41,3AC-04 Fe Si 20,2 0 1,6 54,1 32,8 13,1AC-10 Fe Si 34,2 0 1,9 73,4 22,3 4,3*- O índice de contato indicado nas figuras 7.11 e 7.14 foi determinado a partir da atribuição de valores numéricos para cada tipo de contato (flutuante = 1; pontual = 2; reto = 3; côncavo-convexo = 4 e suturado = 5). A partir de uma análise modal dos contatos, obtém-se a média da soma dos valores de cada contato em razão do número total de contatos. Assim, os índices de contato próximos a dois, que predominam nas amostras analisadas, indicam um predomínio de contatos pontuais. Quanto mais elevado o valor, mais apertado é o empacotamento. Esta metodologia permite comparar numericamente amostras de empacotamento muito similar, como é o caso das amostras analisadas aqui.

Portanto, pode-se afirmar que o pacote sedimentar observado no afloramento do

Arroio Carajá depositou-se logo após a colocação de RV1, e antes da colocação de

RV2. Da mesma forma, dada a presença de estrias de fluxo no topo de S1, este se

depositou antes da colocação de RV3, e encontrava-se ainda inconsolidado.

RV2 fica, portanto, restrito a uma intrusão, que se colocou em algum momento

após a deposição do sedimento S1, talvez relacionado à colocação de RV3. A intensa

presença de vesículas e amídalas em RV2 sugere que esta intrusão colocou-se em um

nível crustal extremamente raso, possibilitando a exsolução dos gases contidos no

magma. Isto concorda com o que foi sugerido por Almeida et al. (2000).

O caráter vulcânico de RV3 é evidenciado pela presença de estrias de fluxo em

S1. Esta unidade é pouco expressiva na área, o que talvez explique a ausência de

estruturas do tipo tubos de lava e lavas em corda.

Assim, pode-se afirmar que, no afloramento do Arroio Carajá existem dois

níveis de derrame, um nível intrusivo raso de rocha vulcânica e um nível de rocha

sedimentar.

4.3. Modelo conceitual

A figura 4.13 mostra de forma resumida os eventos que ocorreram no Arroio

Carajá, descritos a seguir. Em um primeiro momento, sobre um substrato desconhecido,

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uma vez que a primeira unidade a aflorar no local é exatamente a unidade em questão,

ocorre um derrame, caracterizado pela presença de tubos de lava e lavas em corda. Após

a extrusão destas lavas, o pacote ígneo resfria e, como resultado disso, surgem, ao longo

de sua superfície superior, algumas diáclases.

Ao término do derrame, volta a imperar o ambiente de sedimentação sobre o

derrame resfriado. É neste momento que as fraturas abertas no derrame durante seu

resfriamento são preenchidas por sedimento.

A deposição sedimentar é interrompida por novo derrame que, por encontrar

como substrato o sedimento inconsolidado, deixa estrias de fluxo e impressões de lava

em corda durante seu fluxo.

O último pacote vulcânico, que pode ou não estar ligado ao anterior, é uma

intrusão. A lava, em seu caminho até a superfície, aproveita o intervalo de fraqueza

encontrado no contato do sedimento com o derrame subjacente e coloca-se aí sob a

forma de um sill. Por já encontrar-se extremamente próxima da superfície, é possível a

exsolução dos voláteis contidos no magma e a conseqüente formação de vesículas.

É também esta característica que permite a formação das apófises lobadas no

contato com o sedimento sobrejacente. Apófises com morfologia mais angulosa

pressupõem níveis crustais mais profundos, onde a pressão litostática tem um papel

importante, fazendo com que o magma se coloque principalmente com o auxílio de

fraturas. Ao contrário, quando a intrusão é rasa, a pressão litostática é menor, quase

nula, permitindo que a intrusão interaja mais com a rocha encaixante, deformando-a e

adquirindo morfologias mais suaves, lobadas.

A simples existência de enclaves de sedimento que resistiram à intrusão já indica

um certo grau de coesão original. Esta coesão pode ser dada pela litificação do

sedimento, caso em que o xenólito apresentaria bordas bastante angulares, resultantes da

quebra da rocha sedimentar. Contudo, em uma intrusão rasa, onde a pressão litostática é

praticamente desprezível e a colocação da rocha intrusiva pode ocorrer de forma um

tanto pacífica, a simples compactação inicial do sedimento já lhe fornece uma coesão

inicial passível de resistir à intrusão. Assim, o sedimento, no momento da intrusão,

encontrava-se já suficientemente coeso a ponto de descolar como placas e “flutuar”

como xenólito dentro da intrusão que se colocava.

Análises químicas de elementos maiores, traço e terras raras apresentados por

Almeida et al. (2000) para amostras das rochas vulcânicas e intrusivas do afloramento

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Figura 4.13- esquema dos eventos que formaram a atual configuração do afloramento do Arroio Carajá. (a) primeiro evento vulcânico; (b) deposição de sedimento sobre o derrame; (c) segundo evento vulcânico; (d) intrusão. Desenho sem implicação de escala ou proporção entre as unidades

do Arroio Carajá e dos cones que se localizam logo ao norte deste sugerem que estas

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rochas são cogenéticas. Entretanto, tratando-se da questão em mais detalhe, não é

possível afirmar que a intrusão presente no Arroio Carajá (RV2) foi gerada no mesmo

instante que o último derrame (RV3), podendo ser fruto de um pulso vulcânico anterior

ou posterior, mas geneticamente ligados ao mesmo evento.

Da mesma forma, apesar de os dados de direção de fluxo apontarem os cones

como local de emissão da lava do Arroio Carajá e de esta sugestão ser corroborada pelas

análises químicas (Almeida et al., 2000), isto pode ser apenas uma casualidade. É

possível que a lava do Arroio Carajá tenha sido emitida por alguma falha associada a

instalação do edifício vulcânico nas suas redondezas, sendo, portanto, geneticamente

ligada a este evento. Esta falha emissora pode estar localizada na mesma direção dos

cones, explicando as direções de fluxo medidas no afloramento. Entretanto, pode ter

ocorrido que as direções observadas no afloramento sejam fruto de um fluxo de lava

localmente canalizado no paleo-relevo.

4.4. Passo do Moinho

Localizado em uma estrada secundária, com acesso pela estrada de Minas do

Camaquã (RS-625), o Passo do Moinho é um afloramento ao longo do Arroio do

Moinho, exatamente na altura em que este é cortado pela estrada secundária, por meio

de uma ponte.

A presença de interações vulcano-sedimentares e a configuração espacial da área

de afloramento (predominantemente bidimensional, altura e largura) dificultam o estudo

de estruturas e a determinação da paleo-horizontal na área.

A parte leste do afloramento, acima da ponte, é composta por fluxos de lava,

predominantemente estruturados em tubos de lava anastomosados e, em partes,

marcados por estruturas do tipo lava em corda. Os fluxos de lava no Passo do Moinho

possuem intensa presença de vesículas, de maneira geral preenchidas por carbonato.

Somente na porção do afloramento acima da barragem é que aparecem rochas

sedimentares e feições de interação vulcano-sedimentar, e somente na margem esquerda

do arroio; a margem direita é também composta por fluxos de lava em tubos.

As feições de interação vulcano-sedimentar no Passo do Moinho restringem-se

aos enclaves e diques clásticos, entretanto, não existe nenhuma evidência de correlação

genética entre os dois, ainda que ocorram nos mesmos níveis. Na margem esquerda

ocorrem também arenitos finos a médios, com estratificação cruzada acanalada de

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grande porte, associados com lentes de pelito com laminação plano-paralela,

representando um sistema deposicional eólico com interduna úmido.

Diques clásticos no Passo do Moinho ocorrem em geral com espessura

centimétrica, com orientações subverticais variadas e, por vezes associados a amídalas

preenchidas por sedimento. O

sedimento que preenche estes diques

clásticos é maciço, o que não ocorre

com um dique clástico maior, de

cerca de 15 a 20 centímetros de

espessura, orientado segundo o

Arroio do Moinho (NE-SW) (figura

4.14). Este dique clástico apresenta

feições que o distinguem dos

demais, sugerindo também que sua

gênese pode ser totalmente diversa

daquela da maioria dos diques

clásticos neste afloramento. O

sedimento que preenche este dique

clástico preserva fracamente sua

laminação original e apresenta as

bordas mais escuras e endurecidas.

Os enclaves de sedimento

encontrados no derrame aparecem a

pouca distância do contato deste

com o sedimento sobreposto. São clastos arredondados, cerca de 5 centímetros de

diâmetro, com borda semelhante à que ocorre no grande dique clástico. A distribuição

destes enclaves no derrame é aleatória.

Figura 4.14- dique clástico principal do Passo do Moinho

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O afloramento do Passo do Moinho mantém

a característica de interação com sedimentos

coesos. Entretanto, neste caso, existe a interação da

lava com o sedimento, e não uma intrusão. Os

enclaves encontrados representam pedaços do

sedimento coeso do substrato remobilizados pelo

fluxo da lava. Contudo, o fluxo de lava não teve

potência suficiente para remobilizar todo o

sedimento, deixando para trás o dique clástico

principal. A porção de sedimento que compõe este

dique clástico não foi remobilizada, tornando-se um obstáculo que perturba levemente a

direção geral do fluxo da lava (figura 4.15).

Figura 4.15- esquema fluxo da lava ao redor do dique clástico no Passo do Moinho. Visto em planta

Após o resfriamento da lava, algumas descontinuidades foram preenchidas pelo

sedimento que a recobriu, formando os demais diques clásticos e preenchendo também

algumas amídalas.

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5. VULCANISMO SERRA GERAL: CONTEXTO GEOLÓGICO REGIONAL

Os afloramentos de Torres, São Sebastião do Caí e Feliz (Figura 5.1)

representam a interação de lavas da Formação Serra Geral com arenitos associados,

correlacionáveis à Formação Botucatu, ambas pertencentes à Bacia do Paraná. A fim de

compreender as interações sedimento-lava que ocorrem neste contexto, é importante

conhecer tanto as lavas quanto os sedimentos correlacionados.

A Bacia do Paraná é

uma extensa bacia sedimentar,

com derrames vulcânicos

associados às porções mais

superiores, e que ocupa cerca

de 1.500.000km2 dentro do

Brasil, Uruguai, Paraguai e

Argentina. As idades dos

depósitos que a compõem vão

desde o Neo-Ordoviciano até

o Neocretáceo (Milani et al.,

1998).

As rochas vulcânicas

da Bac

res da Bacia do Paraná foram primeiro descritas por White

(1908

ia do Paraná integram a

Província Paraná-Etendeka,

uma das maiores províncias

de derrames basálticos

continentais do mundo

(Figura 5.2), e que marca o

início da separação da

América do Sul e África, com a quebra do mega-continente de Gondwana e a abertura

do Oceano Atlântico. Dessa forma, muitos dos depósitos existentes na Bacia do Paraná

podem ser relacionados diretamente a depósitos da Bacia de Etendeka, na Namíbia.

As porções superio

Figest

ura 5.1- áreas de estudo inserida no contexto geológico doado, mostrando também a área de ocorrência das formações

Botucatu e Serra Geral

apud Scherer et al., 2000), que propôs o então Série São Bento, englobando as

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48

camadas vermelhas do

Rio do Rasto, a Grês de

São Bento (Formação

Botucatu) e rochas

eruptivas da Serra Geral,

com contatos

concordantes.

Gordon Jr. (1947)

reformulou a estratigrafia

gondwânica no sul do

Brasil, propon

s do

Rio do Rasto, a Grês de

São Bento (Formação

Botucatu) e rochas

eruptivas da Serra Geral,

com contatos

concordantes.

Gordon Jr. (1947)

reformulou a estratigrafia

gondwânica no sul do

Brasil, propondo a Série

São

de ainda considerarem o contato superior da

Formaç

do a Série

São

de ainda considerarem o contato superior da

Formaç

Bento, composta

pelas formações Santa

Maria, Botucatu e Serra

Geral com contatos

discordantes, e excluindo

a Formação Rio do Rasto,

que passou a fazer parte

da Série Passa Dois. A

idéia de contatos

discordantes entre a

Formação Serra Geral e a

Formação Botucatu é

corroborada por Bortoluzzi (1974), que tomou a existência de contatos da Formação

Serra Geral com unidades inferiores à Formação Botucatu, e as grandes variações de

espessura do pacote de arenitos eólicos como evidência de um período de pronunciada

erosão anterior à Formação Serra Geral.

Northfleet et al. (1969), apesar

Bento, composta

pelas formações Santa

Maria, Botucatu e Serra

Geral com contatos

discordantes, e excluindo

a Formação Rio do Rasto,

que passou a fazer parte

da Série Passa Dois. A

idéia de contatos

discordantes entre a

Formação Serra Geral e a

Formação Botucatu é

corroborada por Bortoluzzi (1974), que tomou a existência de contatos da Formação

Serra Geral com unidades inferiores à Formação Botucatu, e as grandes variações de

espessura do pacote de arenitos eólicos como evidência de um período de pronunciada

erosão anterior à Formação Serra Geral.

Northfleet et al. (1969), apesar

Figura 5.2- província de Basaltos Continentais de Paraná-Etendeka. (a)– localização da província sobre o Gondwana; (b) – localização daprovíncia sobre os continentes atuais. Adaptada de Koius & Tilling [on-line]

ão Botucatu como discordante com a Formação Serra Geral, já condicionam a

idade da primeira às datações realizadas por Cordani & Vandoros (1967 in Northfleet et

al., 1969) nos basaltos da Serra Geral. Além disso, admitem a intercalação das duas

unidades (Formação Botucatu e Formação Serra Geral) na região norte do Estado de

São Paulo e a existência de lentes intertrápicas eólicas em toda a extensão lateral da

ão Botucatu como discordante com a Formação Serra Geral, já condicionam a

idade da primeira às datações realizadas por Cordani & Vandoros (1967 in Northfleet et

al., 1969) nos basaltos da Serra Geral. Além disso, admitem a intercalação das duas

unidades (Formação Botucatu e Formação Serra Geral) na região norte do Estado de

São Paulo e a existência de lentes intertrápicas eólicas em toda a extensão lateral da

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base da Formação Serra Geral.

Contudo, Andreis et al. (1980) admitem um contato concordante entre a base da

Formaç

ndwânico no Rio Grande do Sul foi dividido por Faccini (1989) em

quatro

. 1. Formação Botucatu

o correspondente africano na Bacia de Etendeka é a

porção

ão Serra Geral e o topo da Formação Botucatu, o que é confirmado pela

interpretação de Montardo (1982 apud Scherer et al., 2000), de que as variações de

espessura da Formação Botucatu seriam resultado da preservação do paleo-relevo do

sistema desértico.

O pacote go

seqüências deposicionais, delimitadas por superfícies erosivas, onde a Seqüência

IV corresponde ao período Jurássico/Cretáceo, incluindo as formações Botucatu e Serra

Geral. Um quadro sumarizando as concepções estratigráficas de White (1908 apud

Scherer et al., 2000), Gordon Jr. (1947), Andreis et al. (1980) e Faccini (1989) pode ser

observado na Figura 5.3.

Figura 5.3- evolução das concepções estratigráficas para a Bacia do Paraná

5

A Formação Botucatu, cuj

superior da Formação Etjo (Mountney et al., 1999), representa um imenso

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50

campo de dunas eólicas, com interdunas secas (Scherer 1998). Sua espessura no Rio

Grande do Sul é bastante variável, provavelmente devido à preservação do paleo-relevo

de dunas, podendo atingir até 100 metros e encontrando-se ausente em áreas da região

central do estado, onde a Formação Serra Geral encontra-se diretamente sobre os

depósitos fluviais e lacustres do Triássico (Scherer, 2000) (Figura 5.1)

Idades 40Ar/39Ar de cerca de 138 Ma obtidas por Stewart et al. (1996) para a

Formaç

terizada por arenitos vermelhos,

finos a

(2000)

. 2. Formação Serra Geral

da seqüência estratigráfica da Bacia do Paraná no

Rio G

ão Serra Geral servem como limite superior de idade para a Formação Botucatu.

Ainda que uma idade mais precisa para o início da sedimentação eólica não seja

conhecida, sua íntima relação com a Formação Serra Geral e suas pequenas espessuras

no Estado sugerem que sua deposição deu-se num período de apenas algumas centenas

de milhares de anos (Scherer, 1998). A presença de lentes de arenito intertrápicas na

Formação Serra Geral sugere que as condições desérticas persistiram durante o

vulcanismo (Milani et al., 1998; Scherer et al., 2000).

Litologicamente, a Formação Botucatu é carac

médios, compostos por grãos foscos quartzosos (Faccini, 1989). Do ponto de

vista sedimentológico, é marcante a presença de estratificações cruzadas acanaladas,

cunhas planares e tabulares, normalmente de grande porte, representando dunas

barcanas simples e complexas, e dunas lineares complexas, além da presença de

estratificações plano-paralelas e cruzadas acanaladas, associadas à laminação do tipo

ripple, representando o ambiente interduna (Faccini, 1989; Scherer, 2002).

Faccini (1989) ressaltou a ausência de depósitos de interduna úmidos. Scherer

chama também a atenção para este fato, ressaltando que a ausência de superfícies

úmidas ou quaisquer outras características de interduna úmida sugere um nível freático

abaixo da superfície, reforçando o fato de que a Formação Botucatu teria se originado

em condições climáticas de intensa aridez.

5

A Formação Serra Geral, topo

rande do Sul, é o registro do vulcanismo ocasionado pela ruptura do

megacontinente de Gondwana, dando origem ao Oceano Atlântico Sul. Na Bacia de

Etendeka, na Namíbia, as rochas vulcânicas das formações Awahab e Tafelberg são

correspondentes da Formação Serra Geral (Jerram & Stollhofen, 2002) e juntas formam

a Província Vulcânica Paraná-Etendeka. A espessura média deste pacote vulcânico é de

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800 metros, podendo atingir até 1500 metros, e ocupa, na sua totalidade, 1.280.000 km2,

estando 1.200.000 km2 destes na América do Sul, ocupando áreas do sul do Brasil,

Argentina, Paraguai e Uruguai (Roisenberg & Viero, 2000).

De maneira geral, as rochas vulcânicas da Formação Serra Geral recobrem os

arenito

ulcânicas da

Formaç

ma série de derrames de lavas

básicas

e

acordo

da por basaltos do tipo alto-TiO2 (> 3,0

%), co

tro da qual encontra-se a área de estudo, é

s eólicos da Formação Botucatu, mas podem ser também encontrados em contato

direto com rochas permo-triássicas da Bacia do Paraná e até mesmo com o

embasamento cristalino, nas bordas da bacia (Roisenberg & Viero, 2000).

Os métodos radiométricos empregados na datação das rochas v

ão Serra Geral vêm evoluindo. Isto ocasiona o estabelecimento de idades cada

vez mais precisas, bem como a definição mais correta do intervalo de tempo e taxas de

efusão das lavas. Mantovani et al. (1985) propuseram uma idade Rb-Sr de 135 ± 3,5

Ma, a partir de amostras de riolito. Desde então, as datações pelo método 39Ar-40Ar vêm

confirmando um intervalo que vai de 135 Ma até 128 Ma, com um pico de atividades

em cerca de 132 Ma (Hawkesworth et al., 1992; Renne et al. 1992; Turner et al. 1994).

Stewart et al. (1996) estabelecem um intervalo temporal de 10 a 12 milhões de anos

para Formação Serra Geral, indo de 138 Ma até 127 Ma, estando, portanto,

temporalmente localizada dentro do Cretáceo Inferior.

A Formação Serra Geral é constituída por u

toleíticas, intercaladas com alguns derrames andesíticos e riodacíticos,

especialmente em direção ao topo da seqüência. Existem registros de magmatismo

subordinado de afinidade picrítica e de afinidade alcalina (Roisenberg & Viero 2000).

O vulcanismo da Bacia do Paraná pode ser dividido em três províncias, d

com seu caráter geoquímico, especialmente no que diz respeito aos conteúdos de

TiO2 e P2O5 (Mantovani et al. 1985; Fodor 1987; Piccirillo et al. 1988): (a) Bacia do

Paraná Sul, localizada ao sul do Lineamento do Rio Uruguai; (b) Bacia do Paraná

Central, entre os lineamentos do Rio Uruguai e do Rio Piquiri; (c) Bacia do Paraná

Norte, ao norte do Lineamento do Rio Piquiri.

A Bacia do Paraná Norte é caracteriza

ntando também com um enriquecimento relativo de P2O5 (> 0,3 %), FeOt (> 12

%) e elementos traço incompatíveis. Os termos intermediários são raros nesta porção da

bacia, e os derrames ácidos, fortemente porfiríticos, concentram-se na porção superior

do pacote (Roisenberg & Viero 2000).

A Bacia do Paraná Sul, den

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caracterizada por basaltos do tipo baixo-TiO2 (< 2,0 %) com empobrecimento relativo

de elementos incompatíveis em relação à porção norte da bacia. É marcante nesta parte

da bacia a ocorrência de termos andesíticos e andesibasaltos, contando ainda com

termos ácidos de característica ofírica (Roisenberg & Viero 2000).

A Bacia do Paraná Central é considerada uma zona de transição, onde derrames

com c

rmediário da Formação Serra Geral no

Rio Gr

para o contato da

Formaç

aracterísticas de alto-TiO2 e de baixo-TiO2 ocorrem intercalados, além da

ocorrência de basaltos com valores de TiO2 intermediários aos extremos apresentados

nas duas outras porções da bacia. Da mesma forma se comportam os tipos petrográficos,

com a ocorrência dos tipos característicos tanto da Bacia do Paraná Norte quanto da

Bacia do Paraná Sul (Roisenberg & Viero 2000).

De modo geral, o vulcanismo básico e inte

ande do Sul é constituído por basaltos e andesibasaltos de textura afírica a

subafírica, compostos por menos de 5% de fenocristais de plagioclásio (An86-40), augita

(Wo12-6), titanomagnetita e ilmenita, com raras ocorrências de olivina em matriz de

mesma constituição, mas sem olivina (Roisenberg & Viero 2000).

Feições de interação vulcano-sedimentar foram descritas

ão Botucatu com o Vulcanismo Serra Geral. Scherer (1998, 2000) nota a

presença de estrias de fluxo e marcas em crescente na região de Santa Cruz do Sul, além

da presença de peperito (ainda que tenha sido chamado apenas de brecha). A presença

de uma brecha com constituintes sedimentares e vulcânicos (peperito) também foi

notada por Heemann & Strieder (2000). Wildner et al. (2002) notam a presença de

diques clásticos e peperitos na Formação Serra Geral. Waichel et al. (2005) reportam a

ocorrência de peperitos no estado do Paraná. Segundo Wildner et al. (2003), estas

feições de interação vulcano-sedimentar concentram-se na fácies Gramado, que é

caracterizada pelo interdigitamento com a Formação Botucatu.

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6. VULCANISMO SERRA GERAL: TORRES, SÃO SEBASTIÃO DO CAÍ,

FELIZ

A presença de interações vulcano-sedimentares associada ao Vulcanismo Serra

Geral foi estudado principalmente na praia de Torres. Além disso, dois afloramentos

expressivos foram encontrados, um em São Sebastião do Caí, ao longo da rodovia RS

122 e outro em Feliz, na rodovia RS 425. As litologias e feições de interação vulcano-

sedimentar que ocorrem em Torres serão apresentadas em detalhe, seguidas por uma

descrição mais concisa dos afloramentos de Feliz e São Sebastião do Caí. Estes dois

últimos afloramentos não possuem tanta representatividade espacial quanto Torres, mas

algumas características das feições de interação vulcano-sedimentar são de grande

importância na compreensão da gênese destas feições e no modelamento do vulcanismo

ocorrido especificamente em Torres.

6.1. Litologias e interações vulcano-sedimentares em Torres

As litologias de Torres foram estudadas tendo como base 13 perfis elaborados ao

longo dos morros do Farol, das Furnas, das Cabras e Torre Sul (figura 6.1). As litofácies

encontradas em Torres foram agrupadas em três associações de fácies: basaltos, arenito

e feições de interação vulcano-sedimentar, incluindo-se nesta última associação de

fácies as seguintes fácies: peperito e diques clásticos. Uma descrição mais detalhada é

apresentada no Anexo A

Os basaltos encontrados em Torres representam seções típicas de derrames, com

basaltos amigdaloidais e vesiculares no topo, seguidos por basaltos com intensa

disjunção colunar e basaltos com disjunção planar na base da seqüência (figura 6.2). Os

derrames são a litologia mais abundante em Torres, podendo alcançar até 27 metros de

espessura.

Os derrames de Torres são caracterizados por textura porfirítica com matriz

ofítica a subofítica e fenocristais de plagioclásio, minerais opacos e clinopiroxênio, em

geral bem formados (euédricos a subédricos). Os fenocristais de plagioclásio

(freqüentemente alterado a carbonato) são encontrados como ripas de tamanho variando

desde 0,2 mm até 1 mm. Os minerais opacos (provavelmente óxidos de ferro e titânio)

apresentam tamanhos em torno de 0,5 mm, podendo ser encontrados como parte da

matriz, com tamanhos de cerca de 0,05 mm. O clinopiroxênio (augita, por vezes

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Figura 6.1- localização da área de estudo em Torres, indicando a posição dos perfis colunares

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alterada a epidoto), são os menores, com tamanhos próximos a 0,2 mm. Ocorrem

também raras olivinas. A matriz é composta por vidro e material criptocristalino,

podendo ocorrer também os minerais que ocorrem como fenocristais.

Figura 6.2- diversos aspectos dos derrames em Torres. (a)- base de derrame, com disjunção tabular(Morro das Furnas); (b)- meio de derrame, marcada pela intensa disjunção colunar (Torre Sul); (c)- topode derrame, vesicular (Morro do Farol)

A textura glomeroporfirítica é

bastante comum (Figura 6.3),

caracterizada pela presença

concentrada de fenocristais de

clinopiroxênio e plagioclásio (Figura

6.4) de até 1 mm de comprimento. Os

fenocristais da textura

glomeroporfirítica são, em geral, um

pouco maiores que os fenocristais

dispersos. Minerais opacos, quando

fenocristais, raramente caracterizam a Figura 6.3- textura glomeroporfirítica bastante comumnos derrames de Torres. LP

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textura glomeroporfirítica, estando predominantemente dispersos na rocha. Em pontos onde

há uma maior concentração de matriz,

percebe-se que a mesma encontra-se

bastante oxidada ou alterada a

argilominerais.

As amídalas encontradas

apresen

renitos são o litotipo menos

abunda

elíticos na área estudada em Torres confirma o

ambien

Torres correspondem a arenitos

arcosea

tam tamanhos bastante

variados, desde submilimétricas até

alguns milímetros e podem estar

preenchidas por zeolita, sedimento

(com cimento de sílica) ou uma sucessão de

quartzo e carbonato. Por vezes uma das fases

não chega a ocorrer, ficando a amídala

preenchida somente por quartzo ou carbonato

(figura 6.5).

Os a

nte em Torres, ocorrendo somente

em pontos isolados. Em sua ocorrência

mais expressiva, no Morro das Cabras

(ponto 12 na figura 6.1), com ao menos três

metros de espessura, é possível identificar

diversos sets de laminações cruzadas acanaladas, de origem eólica. As demais

ocorrências de arenito são de menor porte (não mais que 1,5 m de espessura) e

apresentam no máximo um mesmo set, com laminação não tão expressiva (Figura 6.6).

Estas menores ocorrências podem representar apenas o preenchimento do paleo-relevo

deixado pelos derrames, visto que preenchem depressões na superfície destes últimos.

A total ausência de sedimentos p

Figura 6.4- fenocristais de plagioclásio e piroxênio em amostra do Arroio Carajá. Imagem de MEV.

Figura 6.5- amídala preenchida por carbonato nosderrames de Torres. LP

te extremamente árido já proposto pela literatura para a Formação Botucatu

(Faccini, 1989, Scherer, 1998, Sherer et al., 2000).

As rochas sedimentares estudadas em

nos (Figura 6.7). São arenitos médios a finos, bem selecionados e de boa

maturidade, com grãos arredondados e boa esfericidade. Os grãos são compostos

principalmente por quartzo, com ocorrências de feldspato alcalino (figura 6.8). A

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presença de clastos líticos é rara, sendo sempre de granitóides. O volume total de

cimento nestas amostras varia de cerca de 20% até cerca de 45%, entretanto, a

porosidade é mais alta que a das amostras do Arroio Carajá, evidenciando um

empacotamento mais frouxo. A cimentação corresponde a uma sucessão de fases,

iniciando por óxido de ferro, seguido por sílica e finalizando com carbonato. Contudo,

esta seqüência completa só foi verificada em duas amostras, uma delas com nova

contribuição de ferro na última fase de cimentação. As demais amostras apresentam ou

a seqüência óxido de ferro sílica, ou sílica carbonato. A tabela 6.1 sumariza as

principais características das rochas sedimentares em Torres.

Figura 6.6- litofácies de arenito. (a)- litofácies de arenito com estratificação cruzada, com diagrama depaleocorrente (Morro das Cabras); (b) litofácies de arenito com estratificação plano-paralela (Morro doFarol).

Figura 6.7- diagrama QFL de classificação de arenitos para as amostras de Torres. 1- arenito arcoseano; 2- arenito lítico; 3- arcóseo; 4- arcóseo lítico; 5- litarenito arcoseano; 6- litarenito

Figura 6.8- aspecto geral dosarenitos encontrados em Torres. LP

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Tabela 6.1- relação entre as principais características analisadas nas rochas sedimentares de Torres

GRÃOS AMOSTRA EVENTOS

DIAGENÉTICOS

CIMENTO TOTAL (%)

POROSIDADE TOTAL (%)

INDICE DE CONTATO QUARTZO FELDSPATO LÍTICOS

T 02-01a Si CaCO3 39,4 1,0 2,1 83,9 16,1 0,0T 02-01b Si CaCO3 31,9 1,2 1,9 82,2 14,0 3,8T 04-01 Si

CaCO3+Fe 44,0 3,3 2,0 87,5 12,5 0,0

T 08-01 Fe Si 45,3 0,0 1,9 75,8 22,2 2,0T 08-02 Fe Si 39,9 3,9 1,6 79,0 21,0 0,0T 09-04b Fe Si

CaCO3 37,4 0,6 2,0 81,6 17,5 0,9

Tg 10-A1 Fe Si 37,5 8,2 2 90,3 9,7 0,0T 12-01 Fe Si 19,3 19,4 2,2 74,8 23,4 1,8Tg-12A Fe Si

CaCO3+Fe 27,4 16,4 2,2 85,4 12,2 2,4

*- O índice de contato indicado nas figuras 7.11 e 7.14 foi determinado a partir da atribuição de valores numéricos para cada tipo de contato (flutuante = 1; pontual = 2; reto = 3; côncavo-convexo = 4 e suturado = 5). A partir de uma análise modal dos contatos, obtém-se a média da soma dos valores de cada contato em razão do número total de contatos. Assim, os índices de contato próximos a dois, que predominam nas amostras analisadas, indicam um predomínio de contatos pontuais. Quanto mais elevado o valor, mais apertado é o empacotamento. Esta metodologia permite comparar numericamente amostras de empacotamento muito similar, como é o caso das amostras analisadas aqui.

As feições de interação vulcano-sedimentar presentes em Torres abrangem

estrias de fluxo, diques clásticos e peperitos.

Em Torres, são conhecidos dois tipos de diques clásticos cujas características

geométricas e suas relações com a rocha encaixante denotam diferentes processos

genéticos.

Os diques clásticos de orientação vertical a subvertical são bastante planos,

apresentando as maiores extensões verticais (mais de cinco metros) e espessuras (até 20

centímetros), não tendo sido possível verificar suas extensões longitudinais, e estão

diretamente relacionados à fácies de meio de derrame, onde se destaca a disjunção

colunar (Figura 6.9a). O fato de os diques clásticos encontrados na litofácies de derrame

com disjunção tabular não refletirem esta disjunção, sugere que sua formação foi

posterior ao resfriamento da lava, sugerindo que sejam fruto do preenchimento de

descontinuidades (disjunções, fraturas, falhas) pelo sedimento que migra sobre o

derrame já resfriado.

O segundo tipo de diques clásticos reconhecido apresenta orientações caóticas,

espessuras em geral não superiores a cinco centímetros, ficando na maioria das vezes na

magnitude de apenas um centímetro. Sua extensão é pequena, em torno de um metro, e

encontram-se associados aos peperitos, interligando bolsões desta rocha e cortando a

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litofácies de basalto vesicular (Figura 6.9b). Estes diques estão associados aos mesmos

processos que geraram os peperitos, representam fases mais rúpteis do derrame. Este

mecanismo será mais bem explicado a seguir.

Figura 6.9- diques clástico. (a)- na fácies de meio de derrame, Morro das Furnas; (b)- ligando bolsõesde peperito em fácies de topo de derrame, Morro das Furnas; (c)- esquema de bolsões de peperito comdique clástico interligando-os. (Da) – derrame amigdaloidal; (Pe) – peperito

Os peperitos de Torres (Figura 6.10) são compostos por matriz na fração areia, a

mesma vista nos arenitos e diques

clásticos. A coloração mais

avermelhada adquirida pela matriz no

contato com os clastos é devida a

uma mais intensa presença de óxidos

de ferro.

Os clastos ígneos encontrados

nos peperitos variam de tamanho

desde alguns milímetros até 50

centímetros, sendo que se verifica um

aumento de tamanho do clasto Figura 6.10- Aspecto do peperito em Torres, mostrando os clastos autóctones de basalto em matriz de areia

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conforme se distancia do contato do derrame que lhe deu origem. São clastos originados

dos derrames e petrograficamente muito similares, bastante vesiculares e em geral com

mais intensa presença de vidro, indicando um resfriamento mais rápido que a maior

parte dos derrames. Fraturas que ocorrem nos clastos não tendem a se propagar pela

matriz, podendo estas serem resultado do resfriamento dos clastos.

O contato entre os clastos e a matriz, nos peperitos, é bastante abrupto,

mostrando, em geral, feições claras de plasticidade, ora com a matriz englobando os

clastos, ora com os clastos englobando a matriz, o que sugeriria uma formação a quente

num regime de deformação dúctil. Entretanto, os clastos podem, às vezes, apresentar

uma morfologia bastante angulosa, sugerindo uma fragmentação em regime mais rúptil,

de acordo com o apresentado na figura 2.8.

Assim, os peperitos são fruto da desintegração da lava, seja em estado dúctil ou

rúptil, ao encontrar os corpos de areia ainda inconsolidados. A morfologia do clasto ígneo

do peperito reflete o estado da lava no momento da desintegração, com os clastos

angulosos correspondendo a uma lava mais resfriada e rúptil que os clastos fluidais.

6.2. Estratigrafia de Torres

As relações de contato entre as diferentes unidades encontradas em Torres e o

modo como estas se sucedem são de grande importância na compreensão dos eventos

que ali ocorreram. Todos os contatos entre as diferentes litologias são abruptos, mas

diversas particularidades marcam cada uma das sucessões litológicas encontradas,

conforme mostra a tabela 6.2.

Na Figura 6.11 é possível perceber a existência de duas superfícies de contato

(Sc1 e Sc2), que delimitam as unidades da área em três níveis (N1, N2 e N3). Esta

superfície de contato foi delimitada levando-se em consideração a base dos derrames,

uma vez que sua ocorrência marcaria uma interrupção do ciclo sedimentar, marcado

pela ocorrência de lentes de arenito em algumas das seções. Dessa forma, temos, na área

de trabalho, três pacotes que representam três ciclos de derrame, formação de peperito e

deposição de arenito.

É interessante notar que todas as ocorrências de arenito encontram-se restritas ao

N1 e as ocorrências de peperito também são mais abundantes neste nível. Isto poderia

estar indicando uma progressiva diminuição na quantidade de sedimento

disponibilizado entre cada derrame, talvez causada pelo contínuo afogamento do

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sistema eólico vigente. Entretanto, esta diminuição na quantidade de sedimentos pode

ser um fenômeno isolado, restrito aos níveis aflorantes em Torres, ou ainda, se

considerado o número extremamente pequeno de níveis disponíveis para estudo, pode

tratar-se apenas de uma coincidência.

Tabela 6.2- contatos entre as diferentes litologias encontradas em Torres

Litologias Tipo de contato

Arenito sobre peperito

Contato abrupto, mas sem linha definida de contato. Percebe-se a sucessão litológica quando os clastos ígneos somem repentinamente

Derrame sobre peperito

Contato abrupto. A irregularidade da linha de contato demonstra a plasticidade do derrame no momento de sua colocação

Derrame sobre arenito

Contato abrupto, podem ocorrer estrias de fluxo no topo do arenito

Derrame sobre derrame Contato abrupto e regular

Peperito sobre derrame Contato abrupto e regular

Outra informação importante diz respeito ao nível de arenito no ponto S-12.

Uma vez determinada sua relação com N1 e evidenciada a presença de derrames na base

deste nível, fica claro o caráter intertrápico do pacote de arenito, excluindo-se a

possibilidade de que se tratasse da Formação Botucatu em contato com o primeiro

derrame da Formação Serra Geral.

6. 3. Modelo conceitual para Torres

Assumindo-se para Torres um ambiente sedimentar eólico em constante

deposição entre cada derrame do Serra Geral, parte-se de um substrato coberto por

sedimento eólico inconsolidado. Sobre este substrato corre um derrame de lava (figura

6.12a), deixando como impressão de sua passagem, estrias de fluxo.

Conforme o derrame se distancia de seu centro emissor e resfria, sua frente

torna-se cada vez menos fluida, passando de um regime pahoehoe para um regime aa.

Neste momento, a frente do derrame começa a fragmentar-se, e os fragmentos caem

dentro da massa de sedimento remobilizada pela frente do derrame, misturando-se ao

sedimento e formando peperito de frente de derrame (figura 6.12b).

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Figura 6.11- esquema do empilhamento das diversas unidades nas seções trabalhadas e suascorrelações laterais. O datum utilizado foi o nível médio do mar no local

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Figura 6.12- estágios de evolução dos eventos que deram origem às rochas de Torres. (a)- derrame sobresedimentos inconsolidados; (b)- formação de peperito de frente de derrame e diques clásticos depreenchimento; (c)- início de novo ciclo com novo derrame, aprisionando lentes de arenito. Desenho semimplicação de escala ou proporção entre as unidades

Após o resfriamento deste derrame, nova deposição de sedimento segue,

cobrindo o derrame já resfriado e, onde ocorrem fraturas (em geral de resfriamento),

formando diques clásticos de preenchimento. Os sedimentos podem, então, recobrir

tanto o derrame, quanto o peperito formado a sua frente (figura 6.12b). Este processo

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repete-se a cada novo derrame que ocorre nestes moldes (figura 6.12c).

Os diques clásticos de preenchimento são formados por um processo

relativamente simples, e já são conhecidos da literatura (Jerram & Stollhofen 2002).

Entretanto, em Torres é possível perceber a presença de uma população distinta de

diques clásticos, que não combinam com o padrão de fraturas preenchidas, seja por suas

mais variadas orientações ou por sua associação a porções do derrame não fraturados,

mas principalmente pela existência, ainda que rara, de fusão de grãos de quartzo. Estes

diques foram interpretados como tendo sido formados por um processo distinto, onde

ocorre injeção de sedimento para o interior do derrame, dando-lhes, assim, o nome de

diques clásticos de injeção. Este processo será mais bem detalhado a seguir.

6.4 São Sebastião do Caí

O afloramento em questão localiza-se no município de São Sebastião do Caí, ao

longo da rodovia RS 122, em uma pedreira de extração de arenito, logo após o Arroio

Cadeia. A base do afloramento é um espesso pacote com mais de 10 metros de arenito

coberto por um derrame de basalto (figura 6.13). No contato entre o arenito e o basalto

podem ocorrer bolsões de peperito e diques clásticos.

Figura 6.13- afloramento estudado em São Sebastião do Caí. A parte abaixo da linha tracejada é o arenitoe acima, o derrame. A seta marca a localização aproximada do dique clástico, que não é distinguido nestaimagem. Os bolsões de peperito ocorrem mais à esquerda da foto

O arenito em São Sebastião do Caí apresenta um set de estratificações cruzadas

acanalada de muito grande porte, representando uma única duna eólica de ao menos 10

metros de altura. Entretanto, o baixo ângulo das estratificações sugere que o

afloramento mostra apenas uma porção da base da duna, e que esta teria muito mais de

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10 metros.

O derrame que cobre o arenito apresenta disjunção horizontal na base, por cerca

de dois metros, dando lugar à disjunção colunar no restante do derrame, cerca de mais

dois metros. O topo do pacote está encoberto por vegetação e no último metro percebe-

se uma intensa alteração do basalto,

levando à formação de solo. A porção do

derrame vista na figura 6.13 não apresenta

uma disjunção muito clara,

provavelmente por sua íntima relação

com o sedimento, o que deve interferir

nos processos normais de resfriamento.

As interações vulcano-

sedimentares presentes no afloramento

incluem peperito e diques clásticos. O

peperito ocorre apenas no lado esquerdo

do afloramento, como uma camada com

base plana em contato com o arenito e

topo irregular, em contato com o basalto.

No lado direito do afloramento o arenito

está em contato direto com o derrame

(figura 6.14).

Figura 6.14- contato abrupto entre o sedimento e o derrame em São Sebastião do Caí

Devido às atividades de extração de arenito no local não é possível visualizar em

nenhum ponto a linha de contato entre o arenito e o peperito ou entre o peperito e o

derrame. No lado direito do afloramento, o contato direto do arenito com o derrame é

claro e bastante abrupto. Entretanto, nesta linha de contato ocorre um dique clástico de

características bastante singulares.

Trata-se de um dique clástico de arenito de cerca de 15 centímetros de espessura

em média. O dique inicia no topo do arenito e entra por cerca de um metro no derrame,

terminando em um bolsão de peperito. A base do dique é deformada, como a base de

uma taça, e a extensão do dique é levemente inclinada para o lado direito, em relação à

linha de contato entre o arenito e o derrame (Figura 6.15).

Injeções de sedimento são bastante conhecidas quando se trata de sedimento fino

(pelito) ou areia saturados em água. Estas injeções costumam ocorrer em face da

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pressão exercida pelo peso do pacote sedimentar que o sobrepõe, fazendo com que o

sedimento se fluidize e seja injetado para as porções superiores do pacote sedimentar,

onde a pressão é menor. Da mesma forma, um derrame pode gerar injeções de areia,

onde o movimento de fluxo do derrame

favoreça o processo de injeção,

especialmente em se tratando de

sedimento inconsolidado seco, onde a

fluidização não é promovida pela

saturação em água, como na maioria

dos casos.

O afloramento de São Sebastião

do Caí representa de maneira mais

ilustrativa a formação de diques

clásticos e peperito de injeção. A região

de contato entre o derrame e o

sedimento é dividida em duas áreas. Em

uma delas há a formação de peperito

provavelmente de frente de derrame,

entretanto a precariedade do

afloramento neste sentido não permita afirmar com certeza. Na outra área predomina o

contato abrupto e direto entre o derrame e o sedimento. É nesta segunda área que

ocorrem um dique clástico e o peperito de injeção. Aqui sim, a estrutura destas feições

não deixa dúvida quanto ao mecanismo de sua origem.

Figura 6.15- dique clástico ligado pela base aosedimento e associado a bolsão de peperito no topo emSão Sebastião do Caí

Durante o fluxo da lava, parte do derrame “afunda” no sedimento inconsolidado

e passa a se comportar como um sill, de muito pequeno porte. Isto é, com o esforço de

tração na base do derrame, parte do sedimento é empurrada para dentro do derrame.

Enquanto esta areia migra pelas porções mais frias (e, portanto já rúpteis) do derrame,

atravessando fraturas e confinada por elas, forma diques clásticos de injeção. Ao

encontrar porções mais internas e quentes (ainda plásticas), mistura-se ao derrame,

formando peperito de injeção. Este processo é exemplificado na figura 6.16.

A forma do dique clástico e do peperito de injeção sugere que o fluxo da lava se

dava no sentido da esquerda para a direita da foto (Figura 6.15). Desta maneira, uma

fratura com mergulho no sentido de fluxo do derrame permitiria que a porção de trás da

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fratura se comportasse como uma cunha, dragando o sedimento para dentro do derrame.

Ao mesmo tempo, a inflexão para a direita da porção de peperito de injeção associado a

esta fratura demonstra que o sedimento que encontrou a porção mais plástica do

derrame acompanhou em parte o movimento da lava, alongando-se na direção de seu

fluxo.

Figura 6.16- processo de formação de dique clástico e peperito de injeção. (a)- formação de fendas na base do derrame; (b)- remobilização do sedimento e injeção de sedimento por meio de diques clásticos; (c)- formação de peperito na porção mais interna do derrame

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6.5. Feliz

O afloramento de Feliz localiza-se à margem da rodovia RS 425. Trata-se

provavelmente de um local de extração de brita abandonado, contando com exposições

em três planos, frontal, lateral e superior. O afloramento é composto por um pacote de

arenito com pouco mais de cinco metros de altura (figura 6.17a), cortado por um uma

estrada na lateral, o que oferece mais um plano de exposição (figura 6.17b). Este pacote

é cortado por diques e coberto por um derrame.

Figura 6.17- aspecto geral do afloramento estudado em Feliz. (a)- parte superior do afloramento ondeocorrem as (b) impressões de fluxo e ripples (c); (d)- lateral do afloramento, com destaque para a formade lacólito da intrusão; (e) vista frontal do afloramento, diques de borda irregular, com a presença de (f)apófises

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O arenito em Feliz não apresenta claramente nenhum tipo de estruturação

interna. Em alguns pontos parece apresentar estratificações cruzadas acanaladas.

O plano frontal do afloramento mostra duas intrusões com contornos irregulares,

onde aparecem apófises a partir destes. As bordas das intrusões são vítreas e bastante

alteradas para argilominerais. As irregularidades do contorno dos corpos sugerem

intrusões rasas, o que também explicaria a ausência de estruturação interna no arenito,

uma vez que este teria sido perturbado pela intrusão antes mesmo de sua litificação. No

corte lateral do afloramento é possível perceber que uma das intrusões comporta-se

como lacólito, não tendo alcançado a superfície, como no caso dos diques.

Na parte superior do afloramento, encontra-se o contato do arenito com o

derrame sobreposto. A superfície superior

do arenito apresenta-se coberta por

estruturas do tipo ripple, que foram

preservadas devido ao rápido

recobrimento pelo derrame de uma

superfície sedimentar ativa. Nesta mesma

superfície, encontram-se abundantes

marcas em crescente (figura 6.18) e

estrias de fluxo, o que novamente atesta

para o caráter não litificado do arenito no

momento do derrame.

Figura 6.18- marcas em crescente no topo do arenito em Feliz

No afloramento de Feliz observa-se o extravasamento de lava através de

intrusões localizadas ali mesmo. Assim, é possível o controle das feições de interação

vulcano-sedimentares em função de sua relação com a fonte emissora de lava. Além da

presença de apófises nas paredes dos diques, é importante notar que as únicas feições de

interação vulcano-sedimentar existentes são as estrias de fluxo e as marcas em

crescente. Isto ocorre dada a proximidade da fonte de emissão de lava. Neste caso, por

estarem ainda muito quentes e fluidos, os derrames não tiveram potência de tração

suficiente para arrastar grandes quantidades de sedimento, tampouco ocorre o

autobrechamento. Assim, nestas condições, não há a formação de peperito.

É possível acompanhar a porção mais superior de uma intrusão, até o momento

em que esta se transforma em um derrame. As bordas difusas, contudo sem a formação

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de peperito (ou seja, total desagregação do sedimento) dos diques ali presentes atestam

o caráter já coeso do sedimento, embora ainda não litificado. A condição de sedimento

não litificado fica clara ao notar-se a presença de estrias de fluxo na porção superior do

afloramento. Nas bordas dos diques é possível perceber a presença de apófises,

características de intrusões em sedimentos coesos não litificados.

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7. DISCUSSÕES

A compreensão completa das feições de interação vulcano-sedimentar em um

dado quadro significa, em última instância, a compreensão de seus processos genéticos.

Para tanto, é importante conhecer a formação de cada uma das litologias envolvidas e de

suas inter-relações e peculiaridades.

A compreensão da gênese das feições de interação vulcano-sedimentar permite a

definição de parâmetros que servem como diagnóstico a respeito da natureza do

sedimento e do posicionamento dos magmas envolvidos em qualquer área de ocorrência

destas feições, tornando o estudo destas uma ferramenta extremamente útil na

estratigrafia de bacias com preenchimento vulcano sedimentar.

Algumas das feições de interação vulcano-sedimentar encontradas em

associação com o Magmatismo Rodeio Velho (nos afloramentos de Arroio Carajá e

Passo do Moinho) foram também encontradas no vulcanismo Serra Geral (em Torres,

São Sebastião do Caí e Feliz), enquanto que outras feições ficaram restritas a um

derrame ou mesmo a um afloramento. Isto ocorre porque a interação vulcano-

sedimentar se deu sob condições distintas em cada um dos casos. Além da marcante

diferença de idade entre os eventos Rodeio Velho (c.a. 470 Ma) e Serra Geral (c.a. 130

Ma) que, do ponto de vista do estudo das interações vulcano-sedimentares é irrelevante,

existem ainda diferenças quanto ao estado do sedimento e o tipo e posicionamento do

magma.

No afloramento da barragem do Arroio Carajá são encontradas estrias de fluxo,

diques clásticos de preenchimento, xenólitos e apófises. No Passo do Moinho, xenólitos

e um dique clástico remanescente. Em Torres, são encontradas estrias de fluxo, diques

clástico de preenchimento e de injeção e peperito de frente de derrame e de injeção. O

afloramento de São Sebastião do Caí apresenta diques clásticos e peperito de injeção e o

de Feliz, estrias de fluxo, marcas em crescente, apófises e formas de leito frágeis

preservadas.

As rochas do Magmatismo Rodeio Velho no Arroio Carajá colocaram-se tanto

como derrame quanto como intrusão rasa. No Vulcanismo Serra Geral, temos na maior

parte derrames, com a presença de intrusões rasas apenas no afloramento de Feliz.

Quanto ao estado de litificação dos sedimentos, podem ocorrer feições de interação

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entre intrusões e sedimento coeso no Arroio Carajá (Magmatismo Rodeio Velho) e

Feliz (Vulcanismo Serra Geral) e entre derrames e sedimento inconsolidado no Arroio

Carajá e Passo do Moinho (Magmatismo Rodeio Velho) e em Torres, São Sebastião do

Caí e Feliz (Vulcanismo Serra Geral).

7.1. Modo de posicionamento do magma: intrusão versus derrame

Feições geradas pela interação de intrusões com sedimentos podem ser utilizadas

na investigação das do modo de posicionamento do magma que lhe deu origem.

Algumas das feições de interação vulcano-sedimentar podem servir como indicadores

precisos de intrusões ou de derrames.

Desta forma, temos que a presença de estrias de fluxo, marcas em crescente e

impressões de fluxo apontam indiscutivelmente para um derrame, enquanto que a

presença de apófises indica tratar-se de intrusão.

A presença de xenólitos de sedimento dentro do corpo ígneo não diferencia

precisamente um derrame de uma intrusão, na medida em que esta feição pode ocorrer

nos dois casos, com um processo um pouco diferente para cada. No caso de xenólitos

em intrusões (Arroio Carajá), estes xenólitos são placas do sedimento originalmente

sotoposto que se descolam e alojam-se na intrusão. No caso de derrames, quando estes

fluem sobre sedimento coeso, é possível que a tração de base do derrame arranque e

arraste pedaços do sedimento sobjacente.

A formação de peperitos também não é feição diagnóstica do modo de

posicionamento do corpo ígneo. Ainda que não tenha sido observado dentro das áreas

de estudo, são comuns na literatura casos de formação de peperito ao longo das margens

de intrusões (Kano 2002; Martin & White 2002; Coira & Pérez 2002).

O processo de injeção de sedimento para dentro do corpo ígneo foi observado

somente em derrames, contudo isto não exclui a possibilidade de formação de peperito e

dique clástico de injeção dentro de uma intrusão, uma vez que este processo pode

repetir-se também nas bordas de um corpo epizonal que atravesse sedimentos

inconsolidados ou pouco consolidados.

Os peperitos de frente de derrame, como o próprio nome sugere, indica uma

colocação vulcânica para o magma que o gerou. Contudo, não servem como feição

diagnóstica, uma vez que, para poder classificar um peperito como tal, é necessário

conhecer a relação deste com um corpo comprovadamente vulcânico. Ou seja, neste

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caso somente é possível o diagnóstico no sentido inverso, o posicionamento do corpo

indicando a característica do peperito.

7. 1. 1. TIPO DE DERRAME: aa versus pahoehoe

Contudo, o processo de formação dos peperitos de frente de derrame, por auto-

fragmentação do derrame durante seu fluxo, serve como indicador da plasticidade do

derrame. Ou seja, é necessário que o derrame já se encontre parcialmente resfriado, para

que torne-se rúptil e forme os clastos do peperito. Assim, é possível saber que, no caso

de derrames extremamente fluidos como os do Vulcanismo Serra Geral, peperitos de

frente de derrame somente se formam quando o derrame passa de um comportamento

tipo pahoehoe para um aa, o que ocorre a alguma distância da fonte emissora de lava.

Desta forma, a presença de peperito de frente de derrame é indicativa de derrames tipo

aa. Da mesma forma, os processos de injeção também devem ocorrer com o derrame já

mais resfriado pois, com o aumento da viscosidade dado pelo resfriamento, aumenta-se

também a espessura do derrame, favorecendo os processos que dependem da força de

tração na sua base.

Por outro lado, a preservação de formas de leito frágeis e a presença de estrias e

marcas de fluxo e marcas em crescente indicam um derrame extremamente fluido, ainda

num regime tipo pahoehoe, e portanto mais próximo a fonte emissora que o derrame no

momento em que este forma peperito de frente de derrame. É importante ressaltar que

um mesmo derrame pode comportar-se ora como pahoehoe, ora como aa, conforme se

dá seu resfriamento gradual, ainda durante o fluxo. Assim, é possível que um mesmo

derrame gere estrias de fluxo e peperito de frente de derrame. Neste caso, o peperito

será encontrado a uma maior distância da fonte emissora da lava que as estrias de fluxo.

Isto ocorre no caso de Torres, onde o mesmo derrame que formou as estrias de fluxo no

ponto 12 (Morro das Cabras) é o responsável pela formação de peperito em vários

outros pontos.

7. 2. Estado do sedimento: litificado, coeso ou inconsolidado

Da mesma forma que as feições de interação vulcano-sedimentar podem servir

como diagnóstico da colocação do magma, podem também dar indicações quanto ao

grau de litificação do sedimento que interage com este.

Feições como estrias de fluxo, marcas em crescente, impressões de fluxo e

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formas de leito frágeis preservadas somente ocorrem quando o derrame flui sobre

sedimento inconsolidado. Importante notar que o derrame que gera tais feições é ainda

extremamente fluido e não muito espesso, pois a tração em sua base é pouca e a

remobilização de sedimento é quase inexpressiva. Dessa forma é impossível pensar em

tal derrame interagindo com um substrato parcialmente litificado. Por tratar-se da

porção mais superficial do sedimento, é difícil concebê-lo coeso sem um processo

diagenético completo. No caso da preservação das formas de leito, poder-se-ia esperar

que uma total litificação do sedimento favorecesse este processo. Entretanto, as formas

de leito em questão são justamente aquelas com baixo poder de preservação, como o

caso das dunas do deserto de Botucatu e ripples no seu dorso. Sem o afogamento destas

formas de leito pelos derrames, elas não teriam sido preservadas no registro geológico.

Portanto, fica claro que elas se perderiam antes do processo diagenético, sendo sua

preservação somente possível quando “fossilizadas” por um derrame.

A feição de interação vulcano-sedimentar que mais denota inconsolidação do

sedimento na sua formação é o dique clástico de preenchimento. Isto porque não

somente o sedimento encontra-se inconsolidado, como também migrando sobre a rocha

que alojará o dique. Na verdade, esta feição de interação vulcano-sedimentar apresenta

uma particularidade, no sentido em que não se trata de um magma interagindo com os

sedimentos que se encontravam depositados, mas o contrário. Trata-se de uma feição

em que o sedimento migrando interage com qualquer espaço vazio do substrato. Assim,

isto é muito comum em ambientes vulcano-sedimentares, onde derrames que

desenvolvem disjunção por resfriamento são recobertos por sedimento.

Por outro lado, esta talvez seja a única feição que não exige a

contemporaneidade do evento ígneo com a deposição sedimentar, uma vez que o

derrame pode ficar exposto por um período de tempo relativamente longo antes de ser

recoberto por sedimento. Contudo, levando-se em consideração o caso específico do

Vulcanismo Serra Geral, sabe-se que o intervalo entre os diferentes derrames é curto o

suficiente para comprovar esta contemporaneidade por meio de diques clásticos de

preenchimento. No caso do Passo do Moinho, o grande dique clástico descrito talvez

não mereça esta nomenclatura, utilizada especialmente por causa de sua forma. Na

verdade, por ser um relicto do sedimento que ali se encontrava, pode ser considerado

um xenólito.

A formação de peperitos em geral pode dar-se em condições de sedimento

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inconsolidado ou parcialmente consolidado, de acordo com a própria definição de

peperito de White et al. (2000) (ver capítulo 2, pg. 24). Entretanto, existem vários tipos

de peperito, de acordo com seu mecanismo de formação. O Anexo B apresenta a

formação de quatro tipos de peperito, dois deles com base em dados de Torres e dois

com dados da Bacia de Etendeka, na Namíbia, no mesmo intervalo estratigráfico.

Os peperitos de frente de derrame e de injeção pressupõem uma interação com

sedimento inconsolidado, a fim de que este possa se misturar completamente com os

clastos gerados no processo ígneo, ou para que possa comportar-se de maneira fluida e

ser injetado no derrame, respectivamente. No caso de um derrame com capacidade de

tração suficiente para a remobilização do sedimento e formação de peperito de frente de

derrame que, contudo, encontra em seu caminho sedimentos já coesos, o que ocorre é o

arranque de pedaços do sedimento do substrato, que vão comportar-se dentro da lava

como xenólitos, conforme o que é visto no afloramento do Passo do Moinho.

A formação de xenólitos ao longo da borda de um corpo intrusivo epizonal é, da

mesma forma, diagnóstico de interação desta intrusão com sedimentos já bastante

coesos ou quase totalmente litificados. Neste caso, quanto mais avançado o processo

diagenético, maior a tendência dos xenólitos de apresentarem bordas angulosas, pois

mais frágil é seu regime de ruptura.

A formação de apófises ígneas em um corpo sedimentar sobreposto é passível de

ocorrer praticamente sob qualquer condição do sedimento encaixante. Entretanto,

diferenças no resultado final destas apófises podem indicar o grau de litificação.

Intrusões em sedimento completamente litificado preservam a estrutura interna do

sedimento, mas costumam apresentar formas angulares, pois se colocam somente por

meio de fraturas. Ao contrário, intrusões em sedimento ainda inconsolidado tendem a

adquirir formas lobadas, mas costumam apagar a estrutura interna do sedimento, como

no caso do afloramento de Feliz. As apófises encontradas no Arroio Carajá indicam um

sedimento em processo de litificação, sem comportamento rúptil, pois as formas de

intrusão encontradas são lobadas, mas com uma coesão suficiente para que a estrutura

interna permaneça em parte preservada e deformada.

A tabela 7.1 apresenta um resumo das feições de interação vulcano-sedimentar

trabalhadas nas áreas do Arroio Carajá, Passo do Moinho, Torres, São Sebastião do Caí

e Feliz, correlacionando-as às condições de colocação do corpo ígneo e ao grau de

litificação do sedimento no momento da interação.

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Tabela 7.1- síntese das relações entre as diversas feições de interação vulcano-sedimentar que ocorrem em cada uma das áreas de estudo e o que cada uma destas feições diz sobre o evento que lhe deu origem

Feição Colocação do corpo ígneo Sedimento Ocorrência

Xenólitos Intrusão ou derrame

Coeso ou litificado

Arroio Carajá (intrusão), Passo do Moinho

(derrame)

Apófises Intrusão Inconsolidado,

coeso ou litificado

Arroio Carajá, Feliz

Preservação de formas de leito frágeis Feliz

Estrias de fluxo Arroio Carajá, Torres, Feliz

Marcas em crescente Arroio Carajá, Feliz

Impressões de fluxo

Derrame pahoehoe Inconsolidado

Arroio Carajá

Peperito e dique clástico de injeção

Derrame ou intrusão Inconsolidado Torres, São Sebastião do

Caí

Peperito de frente de derrame Derrame aa Inconsolidado Torres, São Sebastião do

Caí

Dique clástico de preenchimento

Rocha resfriada

Migração de sedimento

Arroio Carajá, Passo do Moinho, Torres

7. 3. Outras influências nas feições de interação vulcano-sedimentar

Outra aplicação das interações vulcano-sedimentares diz respeito ao diagnóstico

do próprio ambiente sedimentar em que ocorre. O momento em que esta interação mais

claramente trás contribuições é na preservação de formas de leito, o que guarda no

registro geológico informações que normalmente seriam apagadas. Outra informação de

grande valor neste sentido que pode advir do estudo das feições de interação vulcano-

sedimentar diz respeito a presença de água superficial no sedimento. Um derrame ou

intrusão rasa, ainda não resfriado, quando em contato com água ou sedimento saturado,

gera uma série de feições de explosão hidromagmática não registradas em nenhuma das

áreas de trabalho. Assim, a presença de tais feições indica a presença de água no momento

da interação, enquanto que sua ausência indica da mesma forma a ausência de água.

As implicações das diferenças do tipo de magma envolvido na interação com o

sedimento ainda não são suficientemente claras. O Magmatismo Rodeio Velho é um

evento alcalino (Almeida et al., 1993) enquanto que o Vulcanismo Serra Geral é do tipo

toleítico (Roisenberg & Viero, 2000). Um magma alcalino tem por característica um

comportamento mais plástico que um toleítico (este mais fluido). Entretanto, como um

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derrame do tipo pahoehoe pode evoluir para um derrame tipo aa isto não serve como

critério de distinção entre o tipo químico do derrame. Além disso, as feições de

interação vulcano-sedimentar presentes no Arroio Carajá sugerem um comportamento

do tipo pahoehoe, sugerindo que as diferenças de reologia ocasionadas pelas diferenças

geoquímicas entre os magmas do Magmatismo Rodeio Velho e do Vulcanismo Serra

Geral são muito pequenas.

Outro fator que deveria influenciar na reologia do magma é seu conteúdo de

voláteis. As análises petrográficas mostram que o Magmatismo Rodeio Velho

apresentava um conteúdo de voláteis significativamente mais elevado que o Vulcanismo

Serra Geral. Com maior tendência a um

vulcanismo explosivo, era esperado que isto

favorecesse a formação de peperitos

associados ao Magmatismo Rodeio Velho.

Entretanto, isto não foi notado nas áreas de

trabalho, onde o Magmatismo Rodeio Velho

não ocorre como rocha piroclástica. Contudo,

ocorrências de peperito associado ao

Magmatismo Rodeio Velho foram descrita

por Sander et al. (2005), sugerindo que a

ausência de peperitos associados ao

Magmatismo Rodeio Velho na área de estudo

seja apenas circunstancial.

Figura 7.1- comparação do empacotamento notopo e no centro da camada de arenito noArroio Carajá

7.4. Características petrográficas em interações vulcano-sedimentares

Os capítulos anteriores mostram a descrição das rochas sedimentares em

associação com rochas vulcânicas, entretanto, ainda restam algumas discussões quanto

aos dados obtidos na análise petrográfica da matriz do peperito, do preenchimento dos

diques clásticos e dos níveis de arenito presentes nas áreas em questão.

No Arroio Carajá (Magmatismo Rodeio Velho) é possível perceber uma

variação no empacotamento do arenito do topo para o centro da camada (Figura 7.1). O

espaço intergranular reduzido no topo, logo abaixo do derrame sugere um efeito de

sobrepressão, provocando uma aproximação prematura dos grãos ainda durante a eo-

diagênese e com o sedimento ainda em estado plástico (inconsolidado).

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Da mesma forma, comparando-se a porosidade e o cimento no topo e na base do

arenito (Figura 7.2) é possível perceber uma maior precipitação de cimento na base,

indicando uma provável origem em RV2 para o fluido cimentante, com uma percolação

de fluidos mais intensa na base do arenito (em contato com RV2).

Em Torres, a circulação de fluido mais intensificada na borda dos corpos de

arenito é clara no caso das amostras T 08-01 e T 08-02, que correspondem à borda e o

centro de um dique clástico de preenchimento de cerca de 20 centímetros de espessura

no Morro das Furnas, em Torres. Esta característica está representada na maior

abundância de cimento na amostra que representa a borda do dique, em relação ao

centro (Figura 7.3).

Em Torres não foi percebido o

mesmo efeito de sobrepressão que ocorre

no Arroio Carajá, uma vez que o

empacotamento não varia dentro das lentes

de arenito. Entretanto, percebe-se uma

relação entre a presença de cimento de

carbonato e a associação do arenito ao

derrame: a cimentação por carbonato está condicionada a interação do sedimento com o

derrame quente. Esta questão ainda deve ser melhor analisada, com uma amostragem

mais densa nos litotipos em questão. Assim, percebe-se que o cimento de carbonato só

está presente na matriz dos peperitos (amostras T 02-0a, T 02-01b e T 09-04b) e no topo

das lentes de arenito (amostras T 04-01 e T 12-01), quando estas são sobrepostas por

derrames. Nos casos dos

diques clásticos de

preenchimento (amostras T

08-01, T 08-02 e Tg 10-A1),

formados após o

resfriamento, e na base das

lentes de arenito (amotra Tg

12A) não há cimentação por

carbonato.

Figura 7.3- comparação entre as quantidades de cimento na borda e no centro de um dique clástico de preenchimento em Torres.

As amostras de

sedimento analisadas para Figura 7.2- comparação da porosidade e cimento no topo e base da camada de arenito do Arroio Carajá

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Torres apresentam uma sucessão

de fases de cimentação,

iniciando por óxido de ferro,

seguido por sílica e carbonato de

cálcio. A fase do carbonato pode

mostrar contribuições de ferro

sob a forma de siderita. Sugere-

se que a primeira fase (óxido de

ferro) represente o ambiente

oxidante sob o qual as areias

eólicas estavam sendo

depositadas. A segunda fase

(sílica) pode ser proveniente do próprio vulcanismo que solubiliza sílica dos arenitos

subjacentes ao serem atravessados pelo magma basáltico. A fase carbonática está

relacionada aos fluidos do derrame, sendo que o ferro da siderita pode ser uma

remobilização da primeira fase de cimentação ou pode ser proveniente do próprio

derrame, toleítico, rico em cálcio e ferro.

Figura 7.4- dissolução e recristalização de quartzo na matriz de peperito de injeção

Uma das características mais interessantes observadas nas amostras de Torres é a

ausência quase total de recristalização de quartzo. A figura 7.4 mostra um dos raros

casos onde houve recristalização de quartzo, em uma porção de arenito na matriz de um

peperito de injeção. O peperito de injeção é o caso em que a areia é submetida às mais

altas temperaturas e por maior duração de tempo, em relação às demais interações

vulcano-sedimentares.

No topo dos arenitos que são sobrepostos por derrames existe uma faixa de cerca

de um centímetro de espessura onde o arenito está mais endurecido e apresenta uma

coloração ligeiramente mais avermelhada e escura. Entretanto, isto aparentemente é

apenas resultado de uma mais intensa concentração de cimento de óxido de ferro. Por

haver entrado em contato com o derrame ainda fluido, era esperado que houvesse algum

tipo de recristalização do quartzo que compõe a areia, contudo, isto não ocorre.

Também na matriz do peperito de frente de derrame, que está associado a um

derrame tipo aa, mais frio que no caso do peperito de injeção, não ocorre nenhuma

feição de recristalização do quartzo. A figura 7.5 mostra o arenito em associação com

componentes ígneos em diversas situações. Apenas no caso dos peperitos de injeção é

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possível a ocorrência de fusão do quartzo da matriz e, mesmo nestas condições, nem

sempre isto ocorre. Nas figuras 7.5a e 7.5c, os clastos ígneos presentes são bastante

angulares, sugerindo uma fragmentação a mais baixas temperaturas, o que não

favoreceria a recristalização do quartzo. Entretanto, a figura 7.5b mostra um clasto

vulcânico com margem bastante fluidal e, mesmo neste caso, não há fusão e

recristalização do quartzo.

Figura 7.5- matriz de peperitos em contato com clastos ígneos. (a)- matriz em contato com clasto angular em peperito de frente de derrame; (b)- matriz em contato com clasto fluidal em peperito de frente de derrame; (c)- concentração de matriz parcialmente recristalizada em peperito de injeção; (d)- concentração de matriz em peperito de injeção. A barra amarela tem 0,5 cm de largura.

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8. CONCLUSÕES

A maior aplicação do estudo das interações vulcano-sedimentares é na

estratigrafia de bacias sedimentares que registram também eventos vulcânicos. Nestes

casos, os eventos vulcânicos podem ser utilizados na datação dos pacotes sedimentares,

desde que as relações temporais entre as rochas vulcânicas e sedimentares sejam

compreendidas. Assim, um nível de rocha vulcânica, que pode ser datado absolutamente

por radiometria, sendo anterior ou posterior à rocha sedimentar, pode fornecer a idade

máxima ou mínima desta.

Por outro lado, de ainda maior utilidade estratigráfica, é o conhecimento de um

evento vulcânico contemporâneo à sedimentação. Por isto, as feições de interação

vulcano-sedimentares podem trazer uma contribuição ainda maior ao estudo

estratigráfico.

A figura 8.1 mostra os processos de formação de cada uma das feições de

interação vulcano-sedimentar analisadas neste estudo. Optou-se pela ilustração em um

ambiente sedimentar eólico, pois é o que mais facilmente gera as feições estudadas.

Entretanto, foi necessário introduzir a presença de água para que parte dos sedimentos

estivessem coesos, gerando feições similares às do Passo do Moinho.

Na figura 8.1, o tempo 1 (T1) representa um derrame ainda bastante fluido, tipo

pahoehoe; no tempo 2 (T2), o derrame inicia seu resfriamento, mudando para um

derrame do tipo aa; no tempo 3 (T3) o derrame já se encontra completamente resfriado.

Em T1, o derrame não é capaz de remobilizar grandes volumes de sedimento,

sendo capaz apenas de gerar as estrias de fluxo, impressões de lava em corda e marcas

em crescente. A intrusão que alimenta este derrame apresenta suas paredes irregulares,

pois está encaixada em sedimentos inconsolidados.

Em T2, o derrame torna-se mais espesso e pesado, se autofragmentando na frente e

remobilizando grandes quantidades de sedimento. Seu próprio esforço de tração faz com

que o sedimento remobilizado se misture aos clastos ígneos, formando o peperito de frente

de derrame. Também os esforços de tração na base do derrame são os responsáveis pela

injeção de sedimento derrame adentro, primeiro por meio de fraturas, formando dique

clástico de injeção e, em seguida, misturando-se ao derrame, formando peperito de injeção.

Ao cobrir parte do dorso da duna maior, o derrame é capaz de preservar estruturas do tipo

ripple. O sill formado a partir da intrusão maior também possui as margens irregulares, com

apófises.

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Figura 8.1- formação das diversas feições de interação vulcano-sedimentar em três tempos: T1, derrame tipo pahoehoe; T2, derrame tipo aa; e T3, derrame resfriado

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Em T3 o sedimento volta a migrar, sobre um derrame resfriado. As disjunções

de resfriamento são preenchidas por este sedimento, formando os diques clásticos de

preenchimento. A duna pequena que aparecia em T1 e T2 foi quase totalmente erodida,

restando apenas uma pequena porção de orientação vertical, perpendicular à direção do

fluxo da lava, apresentando uma aparência enganosa de dique clástico, como no Passo

do Moinho. Ao longo da borda do sill, ocorrem xenólitos, rotacionados ou em sua

orientação original, mas que mantêm sua estruturação interna.

Assim, algumas das feições de interação vulcano-sedimentar não representam

exatamente uma contemporaneidade entre atividade ígnea e sedimentação. Entre estas

feições, temos os xenólitos e as apófises, que resultam de uma intrusão em sedimentos

que podem estar depositados já há algum tempo. Também os diques clásticos de

preenchimento podem ser formados em qualquer momento após um derrame e não há

como determinar quanto tempo transcorreu entre o derrame e a sedimentação que o

recobriu, responsável pela geração do dique clástico de preenchimento. Mesmo assim,

espera-se curtos intervalos de tempo, ou uma quase contemporaneidade entre os

eventos, permitindo a definição de idades máximas e mínimas com razoável precisão.

O restante das feições de interação vulcano-sedimentares denota claramente a

contemporaneidade entre o vulcanismo e a sedimentação, amarrando-os temporalmente,

e permitindo uma datação precisa da sedimentação ao determinar-se isotopicamente a

idade do derrame. Estas feições indicam tal contemporaneidade por terem sua gênese

ligada à disponibilidade de sedimentos ainda totalmente inconsolidados.

Assim, as feições que indicam indubitavelmente uma relação de

contemporaneidade entre o sedimento e a rocha ígnea e podem ser prontamente

utilizadas como ferramenta estratigráfica são:

estrias de fluxo;

impressões de lava em corda;

marcas em crescente;

peperitos de frente de derrame;

peperitos de injeção

diques clásticos de injeção

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